滇西北衙金多金屬礦床成礦構造特征及地質勘查意義

周云滿, 周癸武, 張長青, 王利東, 余紅平, 李萬華, 劉張榮

滇西北衙金多金屬礦床成礦構造特征及地質勘查意義

周云滿1, 周癸武1, 張長青2*, 王利東1, 余紅平1, 李萬華1, 劉張榮1

(1.云南黃金礦業集團股份有限公司, 云南 昆明 650299; 2.中國地質科學院 礦產資源研究所, 北京 100037)

通過對北衙礦區構造地質特征和侵入體構造特征的野外詳細調查, 并結合前人的科研成果, 系統總結了北衙金多金屬礦床成礦構造和成礦結構面的特征, 構建了礦區成礦構造的空間格架, 建立了成巖成礦構造有序、配套的礦床成礦構造系統。研究認為燕山期?喜馬拉雅早期形成的SN向北衙向斜和斷裂、EW向隱伏斷裂、層間破碎帶、富堿斑巖侵位形成的接觸帶構造是礦區主要的成礦構造。以SN向斷裂構造為主體, 相配套的EW、NE、NW向斷裂構造, 深部與馬鞍山斷裂帶及金沙江?紅河深大斷裂連接, 構成了礦區構造?巖漿活動?成礦的網絡構造系統, 控制了斑巖?矽卡巖?熱液脈型礦床成礦系統的發育和空間分布。山間盆地構造和不整合面構造是表生作用形成的風化?堆積型鐵金礦床的重要成礦構造。山間盆地構造及其中發育的上新統三營組和成礦后的SN向逆掩?推覆構造, 對斑巖?矽卡巖型礦床和風化?堆積型礦床的變化與保存具有重要的控制作用。礦區構造演化經歷了燕山期?喜馬拉雅早期EW向主壓應力作用→喜馬拉雅中期主壓應力從EW向轉為SN向→喜馬拉雅晚期主壓應力方向轉變為近EW向的三期構造作用過程。成礦構造研究成果對提高控巖控礦規律認識和指導勘查工作部署具有重要的理論和實際意義。

斑巖?矽卡巖型金多金屬礦床; 成礦構造; 成礦結構面; 地質勘查意義; 滇西北衙

0 引 言

成礦構造是指與礦床形成及改造有關的構造, 它直接、間接控制或影響著一個含礦區的內生或外生礦床的成因、物質來源、形成環境及條件、發生和發展的過程(陳國達等, 1985)。葉天竺等(2014)研究認為, 成礦結構面是指成礦作用過程中賦存礦體的顯性或隱性存在的巖石物理及化學不連續面, 也就是賦存礦體的各種界面; 成礦構造是一個由控巖構造、成巖原生構造、次生成礦構造等, 各種成因的成礦結構面構成的具有內在聯系的大系統; 成礦結構面是界定礦體的界面, 是成礦構造系統的組成部分, 是礦床成礦構造空間格架的構件。研究成礦構造和成礦結構面特征是找礦預測的核心手段之一, 通過建立礦床成礦構造系統, 可以進一步推斷未發現的礦床可能存在的空間部位, 指導勘查工作部署。

北衙超大型金多金屬礦床是云南黃金集團通過十余年來的持續勘查探明的一個超大型斑巖?矽卡巖型金多金屬礦床。前人已針對喜馬拉雅期富堿斑巖的巖石類型與成巖成礦年齡(甫為民和胡朝平, 1994; 應漢龍和蔡新平, 2004; 徐興旺等, 2006, 2007; 徐受民等, 2006; 薛傳東等, 2008; 和文言等, 2012, 2013; 和文言, 2014; Liu et al., 2015; 牛浩斌等, 2015; Fu et al., 2016; 賈儒雅等, 2016)、礦床地質特征與礦床成因(蔡新平等, 1991; 李景虹等, 1991; 蔡新平, 1993; 宋煥斌和何明勤, 1994; 崔銀亮等, 2001; 任治機等, 2001; 葛良勝等, 2002; 肖騎彬等, 2003; 徐興旺等, 2007; 肖曉牛等, 2009a, 2009b, 2011; 鄧軍等, 2010, 2012; Deng et al., 2015a, 2015b; He et al., 2015; Li et al., 2016; 王建華等, 2015, 2016; 李俊等, 2016; 吳松等, 2016; Mao et al., 2017; 周云滿等, 2018; Zhou et al., 2018)、礦床模型及找礦模型(晏建國等, 2002; 崔銀亮等, 2003; 吳開興等, 2005; 陳愛兵等, 2011; 鄒光富等, 2013; 和中華等, 2013, 2014, 2016; 肖曉牛等, 2011; 周云滿等, 2013, 2014, 2015, 2017a, 2017b), 找礦技術方法與找礦預測(鐘昆明和楊世瑜, 2000; 馬德云和韓潤生, 2001; 楊世瑜和王瑞雪, 2002; 晏建國等, 2003; 梁光河等, 2010; 楊劍等, 2014, 2015)、礦田構造及構造地球化學(馬德云等, 2003; 王明志等, 2016; 劉飛等, 2016, 2017)等方面進行了大量的討論與研究, 取得了豐富的成果。但針對北衙礦區成礦構造和成礦結構面的研究還比較薄弱。本文在野外地質調查和總結前人研究成果的基礎上, 通過對北衙金多金屬礦床原生和次生成礦構造、礦體構造和礦床構造地質特征及其相互關系, 成礦前、成礦期、成礦后構造, 原生成礦結構面、次生成礦結構面、物理化學轉換結構面等特征的深入研究, 構建礦區成礦構造空間格架, 建立成巖和成礦構造有序、配套的成礦構造系統, 為北衙礦區深邊部及外圍勘查工作布置、整裝勘查區“三位一體”找礦預測工作提供基礎資料和指導。

1 區域地質背景和礦區地質概況

滇西北衙金多金屬礦區大地構造位置屬于上揚子古陸塊西緣的鹽源?麗江被動陸緣裂谷盆地(Pz2)中部的鶴慶臺地(T2-3)?松桂斷陷盆地(T3), 夾持在 NNW 向金沙江?紅河斷裂、近SN向賓川?程海斷裂和NE向麗江?木里斷裂之間(圖 1)。礦區西北和西側分別與三江造山系的德格?中甸地塊和金沙江?哀牢山結合帶毗鄰(潘桂棠等, 2009)。區域內上震旦統和寒武系為鎂質碳酸鹽巖和砂泥質巖建造, 奧陶系?下二疊統和下?中三疊統為濱淺海碳酸鹽巖和砂泥質巖建造。晚二疊世區域內發生陸內裂谷型基性?超基性?堿性巖漿噴發, 形成廣泛分布的峨眉山玄武巖組。印支期?燕山期(侏羅紀?白堊紀)?喜馬拉雅早中期(新生代古近紀)全區隆起, 處于剝蝕狀態, 是中生代上揚子西南緣西昌?楚雄前陸盆地前緣隆起的一部分(陳沈強等, 2017)。新近紀在山間盆地中堆積了磨拉石和含煤建造。區域構造總體為近SN向的鶴慶?松桂?北衙寬緩復式向斜、馬鞍山斷裂及近 EW 向隱伏斷裂, 北衙向斜為鶴慶?松桂?北衙復向斜南部揚起端的次級向斜。新生代富堿斑巖沿哀牢山?金沙江構造帶兩側分布, 礦區處于該帶中部的鶴慶?祥云富堿斑巖區西部。區域成礦帶屬于特提斯成礦域與濱太平洋成礦域交匯過渡區域之上揚子陸塊成礦省麗江?大理?金平Au-Cu-Ni-Pd-Pt-Mo- Mn-Fe-Pb-Zn成礦帶(Pz、Mz、Kz)麗江亞帶(徐志剛等, 2008)。

礦區出露地層為上二疊統峨眉山玄武巖組(P)玄武巖夾凝灰巖、下三疊統青天堡組(T1)砂礫巖和砂巖、中三疊統北衙組(T2)泥質灰巖和白云巖、新近系上新統三營組(N2)砂礫巖和黏土巖、第四系全新統(Q4)黏土和巖石碎塊。礦區構造為近 SN 向寬緩短軸向斜構造, 西翼出露T21~5地層, 東翼出露T21~5、T1、P地層, 傾向 W, 傾角 10°~40°。核部產狀平緩, 地貌上形成SN走向山間盆地。發育SN、EW、NW、NE向四組斷層, SN向斷層有 F1~F6六條, EW向斷層主要有 F22、F25、F26, NW向斷層主要有 F21、F28, NE向斷層主要有 F23、F27等(圖2)。

礦區巖漿巖主要為喜山期堿性斑巖, 出露 8 個巖體, 除大沙地巖體為隱伏巖體外, 其他 7 個巖體地表出露總面積0.34 km2, 巖體規模一般較小。斑巖體分布于北衙向斜核部附近, 其展布主要受近SN、NNE、NNW 及 EW向四組斷層控制。巖石類型以石英正長斑巖為主, 其次為正長斑巖、煌斑巖脈、石英鈉長斑巖和黑云母石英正長斑巖。石英正長斑巖、正長斑巖、煌斑巖脈、石英鈉長斑巖侵入于T2碳酸鹽巖中, 未切穿N2, 其年齡為34.62~36.72 Ma (Zhou et al., 2018); 而黑云母石英正長斑巖侵入N2中, 截切T2及石英正長斑巖和礦體, 其年齡為3.8~ 3.6 Ma(徐興旺等, 2006)。石英正長斑巖是礦區主要成礦巖體(周云滿等, 2017b; Zhou et al., 2018), 礦區中部的萬硐山半隱伏巖體、大沙地隱伏巖體、紅泥塘半隱伏巖體的巖石類型為石英正長斑巖, 巖體呈規模較大的巖株, 圍繞巖體接觸帶形成矽卡巖?熱液型金、鐵、銅、鉛、鋅和銀多金屬礦體(圖3)。

礦區主礦體產于喜馬拉雅期富堿斑巖與T2碳酸鹽巖接觸的矽卡巖帶以及內、外接觸帶中, 屬斑巖?矽卡巖型礦床; 其次有表生作用形成的產于N2與T2及斑巖體不整合面上的風化?堆積型礦床。斑巖?矽卡巖型礦體產出類型與不同的成礦構造密切相關, 具4種產出類型(周云滿等, 2018): ①呈透鏡狀、脈狀賦存于富堿斑巖體內部陡立裂隙帶中的熱液型鐵?金(銅、鉬)礦體及深部斑巖型銅?金礦體;②呈塊體狀、似層狀賦存于富堿斑巖巖體與T2碳酸鹽巖接觸構造帶中的矽卡巖型鐵?金?銅?鉛或鐵?銅(鉬)礦體, 礦體圍繞巖體斷續分布, 產狀隨巖體接觸帶產狀同步變化; ③呈似層狀、大透鏡狀賦存于巖體外帶T2碳酸鹽巖層間破碎帶中的鐵?金?鉛?銀或鐵?銅礦體; ④呈小透鏡狀、脈狀賦存于遠程帶T2碳酸鹽巖斷裂、裂隙帶中的鉛?鋅?銀礦體。礦區共圈定金、鐵、銅、銀、鉛、鋅多金屬礦體186個, 其中規模較大的礦體50多個, 主要礦體(KT10、KT11、KT52、KT54、KT63)的單個礦體金資源量均在中型規模以上(云南黃金礦業集團股份有限公司, 2016)。主要礦體走向長 530~1610 m, 傾向延伸 100~1436 m, 平均厚度4.64~13.62 m, 平均品位Au 1.84×10–6~7.42×10–6, FeT34.87%~44.03%, Fem18.47%~ 24.98%, Cu 0.49%~1.19%, Pb 1.29%~4.18%, Zn 1.36%~4.28%, Ag 68.45×10–6~101.31×10–6。風化?堆積型礦體呈似層狀賦存于T2與N2不整合接觸面上, 主礦體KT4B和KT4D走向SN, 長 960~1600 m, 東西寬30~988 m, 厚度0.90~35.32 m, 平均 6.25~8.20 m; 平均品位Au 2.08×10–6~2.82×10–6, FeT32.04%~33.61%; Cu 0.74%~1.13%, Pb 2.24%~2.46%, Zn 3.17%~3.95%, Ag 82.70×10–6~93.07×10–6。

1. 構造結合帶; 2. 花崗巖帶; 3. 基性巖漿巖帶; 4. 左行走滑斷裂帶; 5. 逆沖斷裂帶; 6. 北衙礦區。I. 揚子陸塊;Ⅱ. 德格?中甸陸塊; Ⅲ. 昌都?思茅陸塊; Ⅳ. 保山?撞邦陸塊; Ⅴ. 拉薩?騰沖地塊; Ⅵ. 印度陸塊; Ⅶ. 巴顏喀拉地塊; Ⅷ. 雅江殘余盆地。

1. 第四系殘坡積層; 2. 新近系上新統三營組; 3. 中三疊統北衙組; 4. 下三疊統青天堡組; 5. 上二疊統峨眉山玄武巖組; 6. 石英正長斑巖; 7. 煌斑巖脈; 8. 隱爆角礫巖; 9. 礦體及編號; 10. 地質界線; 11. 不整合地質界線; 12. 實測、推測隱伏斷層及編號; 13. 正斷層及編號; 14. 逆斷層及編號; 15. 背斜及編號; 16. 向斜及編號; 17. 勘探線及編號; 18. 圖5照片位置及編號。X1. 北衙向斜; X2. 鍋廠河向形; B1. 萬硐山向形。

2 礦區構造特征

北衙礦區位于近SN向馬鞍山斷裂東側, 鶴慶?松桂復式向斜南段揚起端, 其構造線與區域構造線方向一致, 均呈近SN向展布。礦區構造表現為次級褶皺、斷層、層間破碎帶和各種節理、裂隙構造。

2.1 褶皺構造

礦區主要褶皺構造表現為 SN 向北衙復式向斜, 位于松桂復式向斜的南部翹起端, 屬鶴慶?松桂復式向斜的次級構造, 北起水井, 南至雞鳴寺?觀音箐一帶封閉, 軸長近12 km, 兩翼寬1.2~1.8 km, 軸向NNE, 為一寬緩短軸向斜, 西翼出露T21~5地層, 傾向E, 傾角30°~60°, 東翼出露T21~5、T1、P地層, 傾向W, 傾角10°~40°。兩翼局部地段受斷層和巖漿侵入作用影響, 次級褶皺、斷層以及節理、裂隙發育; 核部產狀平緩, 地貌上形成北衙SN向山間盆地, 被N2掩蓋。

在向斜北部的萬硐山礦段, 受萬硐山侵入巖體上侵的影響, 褶皺表現為圍繞斑巖體兩側的地層呈“穹隆式”構造背形形態, 為北衙向斜構造小尺度表現特征。巖體上部及兩側形成了SN向次級萬硐山背形(B1)及其東、西兩側相伴的鍋廠向形(X1)和北衙向斜(X2)(圖2、3a), 軸向長800~1000 m, 東西寬500~800 m。萬硐山背形(B1), 發育于萬硐山巖體之上T24~5中, 東翼產狀70°~110°∠10°~23°, 西翼產狀240°~300°∠8°~25°, 核部平緩, 南部向南緩傾, 北部向北緩傾, 軸線展布位置與萬硐山巖體中軸一致, 軸向長800 m, 東西寬500 m, 核部附近早期形成的矽卡巖、磁鐵礦體頂部出現強烈微型揉皺、鞘褶皺及石英脈香腸狀構造。鍋廠向形(X1)分布于萬硐山背形(B1)東側T24~5中, 東翼產狀260°~290°∠10°~32°, 西翼產狀70°~110°∠10°~23°, 核部平緩, 軸向長800 m, 東西寬500 m。北衙向斜(X2)分布于萬硐山背形(B1)西側T24~5中, 與北衙復式向斜軸相接, 東翼產狀240°~300°∠8°~25°, 西翼產狀80°~120°∠16°~30°, 核部平緩, 在萬硐山礦段軸向長1000 m, 東西寬500~800 m。

2.2 斷裂構造

松桂?鄧川大斷裂(馬鞍山斷裂)在礦區西部楊家院、焦石硐一帶通過。斷裂走向 NNE, 總體傾向W, 傾角>50°, 在礦區西側長度>16 km, 與之相伴產出的巖脈帶寬數十至數百米。礦區斷層主要有兩組, 一組近SN向, 另一組近EW向, 次要斷層有NE向、NW向兩組, 分布于北衙向斜核部及其兩翼。近SN向斷裂組為礦區內控巖控礦(成礦前或成礦期)斷層, 主要有東翼的F1、F2、F3、F4, 西翼的F5、F6等(圖 2、3a、3b)。其中F5和F6為淺部產狀平緩深部變陡的逆斷層; F2、F3、F4等是F1上盤的陡傾斜壓性斷裂, 其上、下盤巖石具不同程度的破碎及蝕變, 沿其中的裂隙破碎帶平行產出似層狀、透鏡狀、脈狀礦體, 顯然該組斷裂是礦區主要的控礦和賦礦構造, 且具有多期次活動特征。近EW向和NE向、NW 向斷裂組分別為以張扭性橫向斷層和壓扭性剪切斜向斷層, 如F12、F22、F25、F26、F31和F21、F28、F23、F27、F30等, 由于多期次活動使地層、巖體、礦體和早期斷層產生位移錯斷和破壞, 同時有晚期煌斑巖脈沿其侵入。礦區各斷層主要特征見表1。

1. 第四系沉積物; 2. 上新統三營組砂礫巖、含砂礫黏土巖; 3. 中三疊統北衙組碳酸鹽巖; 4. 下三疊統青天堡組砂巖; 5. 石英正長斑巖; 6. 隱爆角礫巖; 7. 礦體及編號; 8. 地質界線; 9. 平行整合接觸地質界線; 10. 角度整合接觸地質界線; 11. 斷層及編號; 12. 推覆斷層及編號; 13. 向斜及編號; 14. 背斜及編號; 15. 鉆孔。

(1) 近SN向斷裂組: F6斷層, 位于礦區中部, 發育于北衙復式向斜次級背斜核部, 走向近SN, 傾向W, SN向延伸經過萬硐山礦段、紅泥塘礦段、金鉤壩礦段, 多被第四系覆蓋, 礦區內長約6 km, 地表只在剝蝕區出露, 隱伏在萬硐山巖體、大沙地巖體底部或下部(旁側)通過, 斷層東盤(下盤)主要為 T23~5, 西盤(上盤)為T22~5, 在地表斷層使T22和T24~5直接接觸, 形成含多成分角礫的厚大破碎帶及兩側多組裂隙帶, 破碎帶寬5~15 m, 斷距50~100 m, 為逆斷層。56線以北走向近SN, 以南走向NNE, 總體傾向W-SW。沿傾向及走向斷層面波狀起伏, 凹凸不平; 主斷層面在1700 m標高以上傾角24°~38°, 向下變陡為60°~70°。1300 m標高以上上盤、下盤的地層為T2。破碎帶由構造角礫巖(灰巖、斑巖等)、褐鐵礦、土狀褐鐵礦、黏土及斷層泥組成, 具角礫狀, 或呈碎糜棱巖化, 部分地段有晚期煌斑巖脈侵入充填。實際上, F6斷層是由一組近平行的破碎帶、裂隙帶組成, 分布于萬硐山巖體和大沙地巖體侵入位置, 巖體主要是巖漿沿該斷裂上侵形成的, 在巖體和礦體分布的地段, 由于巖體的侵位作用及其相伴發生的巖漿熱液交代?成礦作用, 斷層破碎帶已被巖體、矽卡巖帶和礦體取代, 現大多已被巖體和礦體充填, 很難見到主斷層面。為礦區主要礦體KT44、KT52的產出部位(圖4)。

東部 F1~F4斷層, 為一組張扭性斷層, 礦區內延伸長1830~6200 m, 主破碎帶垂厚3~10 m, 地表及1300 m標高上、下盤為T2; 破碎帶由灰巖質構造角礫巖、褐鐵礦、黏土及斷層泥組成, 具角礫狀, 或呈碎糜棱巖化, 沿斷層破碎帶有石英正長斑巖脈侵入(圖5a), 部分地段有晚期煌斑巖脈侵入充填; 沿斷層帶有金礦脈斷續產出, 如 63 線附近產于 F4、F3斷層中的 KT21、KT22 礦體(圖2、圖3b); 斷層兩盤層間破碎帶中也有金礦體產出(圖5b)。

表1 北衙金多金屬礦區主要斷層特征表

1. 新近系上新統三營組砂礫巖和粘土巖; 2~6. 中三疊統北衙組: 2. 北衙組四段白云巖; 3. 北衙組三段砂質白云巖夾灰巖; 4. 北衙組三段蝕變砂糖狀白云巖; 5. 北衙組二段角礫狀白云巖夾條帶狀灰巖; 6. 北衙組二段矽卡巖化、磁鐵礦化白云巖; 7. Ⅰ階段石英正長斑巖; 8. Ⅱ階段石英正長斑巖; 9. 黑云母石英正長斑巖; 10. 煌斑巖; 11. 原生礦體; 12. 古風化殼型鐵金礦體; 13. 實測及推測界線; 14. 角度不整合界線; 15. 背斜及編號; 16. 實測及推測斷層; 17. 逆斷層; 18. 正斷層; 19. 產狀; 20. 勘探線及編號。

F5斷層, 位于礦區西部, 發育于北衙向斜西翼靠近核部, 走向 NNW, 傾向 E, 延伸經過礦區西側, 礦區內長約 6 km。斷層東盤(上盤)為 T22~5, 西盤(下盤)主要為 T22~4, 西盤上升, 東盤下降, 破碎帶寬 5~15 m, 斷距 50~60 m, 為正斷層。該斷層與 EW 向的F22、F23交會的地段發育紅泥塘石英正長斑巖體, 在該地段, 由于巖體的侵位作用及其相伴發生的巖漿熱液交代?成礦作用, 斷層破碎帶已被巖體、隱爆角礫巖取代。

(2) 近EW向斷裂組: 在礦區圍巖中較為發育, 規模較大的有 F12、F21、F22、F25、F26、F31等六條斷層, 其余的規模較小, 如萬硐山巖體西側具3~10 m斷距的小斷層多于16條, 為破礦(成礦前?成礦后)斷裂, 多為橫斷層, 性質以張、張扭性為主, 使地層、巖體、礦體和早期斷層產生位移錯斷和破壞, 同時有晚期煌斑巖脈沿其侵入(圖2、4)。根據物探重力和磁測資料反演推斷, 在紅泥塘F22~F23一帶和萬硐山北部F28一帶, 存在兩條EW向隱伏的基底斷裂, 為印支期?燕山期已經存在的斷裂(王鵬等, 2015)。

(3) NE向斷裂組: 在礦區圍巖和巖體中較為發育, 圍巖中規模較大的有F23、F27、F30等三條斷層, 其余規模較小, 該組斷層破碎帶寬0.3~3 m, 由大致平行斷層面的透鏡狀角礫巖組成, 礦化較弱, 斷層面陡立而平直(圖2、4), 屬剪切性質, 同時有晚期煌斑巖脈沿其侵入(圖5e)。該組斷裂為成礦前?成礦期配套構造。

(4) NW向斷裂組: 在礦區圍巖中發育不及EW、NE向斷裂組, 規模較大的有北部的F28和南部的 F21斷層, 由大致平行斷層面的透鏡狀角礫巖組成, 礦化較弱, 斷層面陡立而平直, 屬剪切性質, 同時有晚期煌斑巖脈沿其侵入。該組斷裂也是成礦前?成礦期配套構造。

(a) 筆架山西坡SN向F3斷層破碎帶中侵入石英正長斑巖脈, 巖脈西側接觸帶發育脈狀金鐵礦體, 斷層地表向東陡傾, 深部轉向西陡傾, 兩盤地層為T2b4; (b) 筆架山西坡F3斷層東盤(T2b4)層間破碎帶中發育鐵金礦化體(空硐部分富礦石已采盡), 產狀(278°∠14°)與地層一致; (c) 筆架山東坡T2b4層間鐵金礦體露頭, 厚度0.7 m; (d) 筆架山東坡老硐中T2b4層間砂屑白云巖層間破碎帶鐵金礦體, 厚0.5~1.5 m, 產狀260°∠18°與地層一致; (e) 萬硐山采場西側36線附近NE向壓剪性斷層, 產狀300°∠78°, 斷層角礫巖帶寬1~3 m, 由透鏡狀角礫(長軸與斷層面銳角相交)組成, 斷層面平直, 破碎帶南東盤發育煌斑巖脈; (f) 萬硐山巖體西接觸帶透輝石透閃石矽卡巖與金磁鐵礦體凹凸不平的接觸關系; (g) 萬硐山巖體西接觸帶透輝石透閃石?石榴石透輝石矽卡巖與石英正長斑巖呈凹凸不平的接觸關系; (h) 萬硐山巖體內部NE向陡立裂隙中的脈狀金鐵礦體, 裂隙界面平直; (i) 采坑西南28線附近發育于N2s砂礫巖中的近SN向壓扭性斷層被較晚期的SN的逆掩?推覆斷層所切割; (j) 萬硐山巖體內部發育五組節理、裂隙: f1、f2、f3、f4和f5產狀分別為250°∠36°、350°∠21°、70°∠75°、54°∠45°和260°∠81°, f2、f4、f5為原生節理, f1和f3分別為張性和壓性后生裂隙, 切割f2、f5, 且f1切錯f3。

2.3 層間破碎帶構造

受地質構造應力的強烈作用, 在地層形成褶皺的過程中, 北衙復式向斜核部附近, 在南北向斷裂和巖體兩側的T2圍巖中, 以及在T2~T1巖性轉換界面上、層理面、北衙向斜核部虛脫帶、兩翼 T23~4巖石脆韌性差異部位形成層間破碎帶、層理間虛脫空間及層間劈理帶系統, 共同形成了地層內的容礦系統。其表現為構造透鏡體異常發育, 北衙組內部的層間滑脫帶在萬硐山采場表現比較明顯, 露頭顯示無明顯的位移, 構造破碎現象不發育。層間破碎帶一般與地層產狀一致(圖 5b~d), 局部與地層斜交, 破碎帶走向長80~1100 m, 寬數米至十余米, 是成礦的有利部位, 矽卡巖化晚階段形成的金屬硫化物在這些構造部位充填、富集, 形成了脈狀、團塊狀、浸染狀的黃鐵礦、黃銅礦、方鉛礦礦化。如萬硐山地段的KT47、KT53、KT54、KT55等礦體, 賦存于萬硐山巖體南部T21~4層間破碎蝕變帶中(圖3a、4); T2~T1碳酸鹽巖與砂巖過渡層間破碎帶中產出KT52、KT54、KT56等礦體。

2.4 節理、裂隙構造

礦區內主要圍巖屬T2碳酸鹽類巖石, 巖體與圍巖的接觸部位及斷裂附近, 巖石較破碎, 呈碎裂狀, 其中節理、裂隙發育, 形成破碎帶或節理裂隙帶及派生的剪切裂隙、羽狀裂隙, 與向斜構造相伴生成的“X”共軛剪切裂隙等。主要發育兩組節理(圖6), 一組走向NE, 一組走向NW, 據野外測定, 裂隙寬一般0.1~1.0 cm, 少數在5 cm以上, 個別可達10 cm, 延長多數在0.1~2.0 m之間, 少數大于2 m, 多呈網脈狀產出, 密集程度較高, 一般10~20條/m, 少數在10 cm內達20條, 形成節理裂隙帶; 裂隙內有石英、碳酸鹽、褐鐵礦、赤鐵礦、磁鐵礦、螢石、金屬硫化物等充填或交代, 是含礦溶液流動、交代、充填、沉淀的有利場所。

圖6 北衙金多金屬礦區T2b灰巖中的節理玫瑰花圖(據王鵬等, 2015)

2.5 新近紀山間盆地構造及上新統蓋層中的斷層系統

由于古新紀以來的地殼強烈上升遭受剝蝕以及北衙向斜核部斷裂和巖漿侵入作用, 新近紀上新世時期, 北衙礦區及其周邊在向斜核部附近形成了山間斷陷湖盆, 發育了北衙盆地構造, 也形成了新近系N2與下伏T2、古新世?漸新世堿性侵入巖及斑巖?矽卡巖型礦體之間的不整合構造界面。根據上新統三營組地層分布和沉積厚度變化, 確定礦區范圍北衙古盆地SN走向長>4 km(向北端延出礦區外), 東西寬1~2 km, 古盆地的斷陷幅度約100~200 m。盆地形態呈基本對稱的“船形”, 盆地軸線基本沿F6斷層及萬硐山巖體?紅泥塘巖體一線東側展布, 為斷陷幅度最大的盆地中軸線; 而在該線形成一臺階, 該線以西古地形相對較高, 以東相對較低, 高差約100 m左右。此外, 萬硐山采坑南部邊坡揭露的N2在F6逆斷層西盤厚度相對較薄, 而在東盤厚度較大, 厚度相差50~100 m, 表明古盆地基底形態受F6逆斷層控制。

在N2砂礫巖中, 發育近SN向壓扭性斷層, 其次為N2之上發育自北向南的逆掩推覆斷層系(Ft)。采坑西南28線附近N2砂礫巖中發育近SN向壓扭性逆斷層(產狀258°∠78°), 斷層面平整而光滑, 破碎帶1 m左右, 西盤上升, 東盤下降, 斷距10 m左右; 其上被自西向東的逆掩?推覆斷層(產狀165°∠47°)所切割(圖 5i)。萬洞山露天采坑周邊揭露了一組SN向低角度從西往東逆掩?推覆的斷裂系, 斷層上盤T23糖粒狀灰巖逆掩?疊覆于N2, 含礦沉積于古風化殼之上(圖4)。

3 礦區巖漿侵入體構造特征

礦區巖漿侵入體主要有萬硐山半隱伏巖體、大沙地隱伏巖體和紅泥塘半隱伏巖體, 是主要的成礦巖體, 呈規模較大的巖株狀, 其他巖體規模較小, 呈巖脈或巖墻, 屬非成礦巖體。侵入體的構造包括巖體產狀及空間分布特征、巖體接觸帶構造、巖漿熱液水壓裂隙構造、巖體內節理及次級裂隙、爆破角礫巖構造等。主要成礦巖體構造特征如下。

3.1 巖體產狀及分布特征

萬硐山半隱伏巖體, 分布于礦區北部萬硐山礦段, 走向近SN, 總體傾向W, 傾角40°~60°, 北高南低, 向南西側伏, 呈巖株產出, 為沿早期的F6斷層侵入的巖體, 巖體總體產狀與斷層基本一致, 但南端受限于EW向F26斷層, 北端受限于NW向F28斷層。巖體頂部形成了“穹隆式”構造背形形態(B1)。巖體內部具較晚期的黑云母正長斑巖墻(圖4), 該期巖脈侵入至N2中。

大沙地隱伏巖體, 分布于礦區南部紅泥塘礦段中部47~71線間的北衙盆地中心地帶, 位于紅泥塘巖體東側, 平距上相距一般400~700 m, 分布標高較紅泥塘巖體低, 為42~300 m。巖體呈巖株狀產出, 形態總體上為一向南側伏、傾向W的紡錘體, 傾角40°~88°, 為沿早期的F6斷層侵入的巖體, 巖體總體產狀與斷層基本一致, 但南、北兩端分別受限于EW向F22、F25斷層。

紅泥塘半隱伏巖體, 分布于礦區南部紅泥塘礦段西側的盆地西緣陡坡地帶, 巖體走向近SN, 傾向W, 1900 m標高以上傾角較緩, <10°, 以下傾角變陡為20°~30°, 呈巖株狀產出, 為沿早期的F5斷層侵入的巖體, 但南、北兩端分別受限于EW向F22、F21斷層。

礦區東部筆架山巖脈和桅桿坡巖脈, 分別沿F1、F2和F3斷層呈不規則脈狀產出, 走向SN, 傾向W, 傾角分別為20°~40°、60°~78°和30°~40°。

3.2 巖體接觸帶構造

主要分布于萬硐山巖體、大沙地巖體、紅泥塘巖體與圍巖(T2、T1)的接觸部位, 由于巖體侵入作用, 在巖體與圍巖的接觸部位, 受構造擠壓作用下, 巖石破裂形成厚大破碎帶。

萬硐山巖體和大沙地巖體圍巖在1500 m標高以上主要為T2, 以下為T1。接觸破碎帶長分別為 1800 m(48~92線)和 440 m(47~71線), 寬5~60 m。總體南北走向圍繞巖體環形分布, 傾向W-SW。西接觸破碎帶沿傾向及走向擠壓破碎面呈波狀起伏, 凹凸不平, 傾角10°~35°, 1700 m標高以下傾角變陡, 為51°~80°, 破碎帶主要為矽卡巖、大理巖化灰巖、褐(磁)鐵礦體(圖5f、g)、黏土及斷層泥, 局部見正長斑巖碎塊, 巖石具角礫狀、碎?糜棱巖化, 以發育強烈擠壓變形為特征, 有晚期煌斑巖脈充填。東側接觸破碎帶產狀變化大, 形態復雜; 1620 m標高以上西傾, 擠壓破碎面較為平直, 傾角20°~38°, 1620 m標高以下傾角變化大(60°~90°), 呈港灣狀彎曲; 1620 m標高以上接觸破碎帶為大理巖化灰巖、褐鐵礦體, 以下為矽卡巖、磁鐵礦體、角巖化砂巖。萬硐山巖體接觸破碎帶是礦區最重要的控礦構造, 是礦區主礦體KT52的主要賦存部位。大沙地巖體接觸破碎帶控制了KT18、KT19等礦體的主要賦存部位。

紅泥塘巖體圍巖在1850 m標高以上主要為T2, 以下為T1。接觸破碎帶長480 m(47~71線), 寬10~50 m, 產狀變化較大(圖 3), 在1900 m標高以上向西緩傾, 擠壓破碎面起伏較大, 呈港灣狀彎曲, 傾角0~30°, 1900 m標高以下傾角變陡(60°~90°)。接觸破碎帶為矽卡巖、大理巖化灰巖、褐鐵礦體、磁鐵礦體、角巖化砂巖。

3.3 巖漿熱液水壓裂隙構造

礦區侵入的斑巖體, 除了產生接觸帶構造外, 還在巖體頂部附近圍巖中形成較多的巖體侵入斷裂裂隙, 其發育方向在平面上以巖體為中心呈放射狀, 在剖面上呈同心圓狀, 力學性質主要顯示為張性或扭性。礦區由于剝蝕強烈, 所以巖體項部灰巖中的張性裂隙多數已遭到剝蝕, 而巖體接觸帶和爆破角礫巖筒等侵入構造保存較為完好, 如萬硐山礦段采場西壁的T2中, 近EW向次級斷層較發育, 但斷距較小, 一般3~5 m(圖4)。萬硐山礦段54~50線為萬硐山巖體向南侵位的頭部, 巖體自深部向上向南侵位, 在巖體頭部附近的圍巖受到巖漿熱液水壓力的作用最強, 節理裂隙帶較發育, 滲透性好, 接觸交代作用最強烈, 形成較大范圍的矽卡巖帶和層間蝕變帶, 礦化強烈, 礦體厚大而富。沿斷裂破碎帶侵入的巖脈、巖枝, 一般只產生接觸帶構造(圖5e), 而不產生由巖體侵入形成的張性裂隙構造及爆破角礫巖筒構造。

該類構造裂隙與構造應力產生的斷裂、裂隙和由喀斯特地質作用形成的巖溶裂隙具有明顯的區別: 巖漿熱液水壓裂隙構造在平面上以巖體為中心呈放射狀, 在剖面上呈同心圓狀的組合特征, 力學性質主要顯示為張性或扭性, 圍巖接觸交代蝕變現象強烈。而構造應力產生的斷裂在空間上具有不同力學性質(張、壓、扭性)及其相互配套、不同序次的組合關系, 平面和剖面上均表現為相伴生成的“X”共軛剪切裂隙組合特征; 巖溶裂隙發育及其空間分布與基巖性質和其中斷裂裂隙發育有一定關系, 多數沿其進一步溶蝕形成, 使其規模擴大, 其內充填黏土膠結的圍巖角礫, 具有上寬下窄、邊界一般凹凸不平但較光滑的復雜形態, 圍巖并不發生新的蝕變產物。

3.4 巖體內節理及次級裂隙

在萬硐山巖體內尚發育原生及次生裂隙帶。經大量測量統計巖體內NW向、NE向、SN向組的次生節理、裂隙較發育, 其次為近EW向組。NW向組走向在300°~340°之間, 傾向和傾角變化較大, 在21°~78°之間; NE向組發育長度在100 m以上的有6條, 常伴有煌斑巖脈侵入(圖4), 走向在40°~65°之間, 傾向和傾角變化較大, 在46°~78°之間。在1800 m標高附近巖體中發育明顯的SN向近直立的含礦張性裂隙帶和一組含礦共軛節理, 寬約1~2 cm, 具代表性的一組產狀為330°∠56°, 245°∠67°。在采坑北部1750 m標高附近巖體中發育五組節理、裂隙(f1、f2、f3、f4和 f5), 產狀分別為250°∠36°、350°∠21°、70°∠75°、54°∠45°和260°∠81°, 其中f2、f4、f5為原生節理, f1、f3為次生裂隙, 切割f2、f5, 且f1切錯f3(圖5j), f3屬相對較早的近SN向張扭性裂隙, f1屬相對較晚的NNW向壓性斷層。總體分析認為, 巖體內次生裂隙可鑒定為兩期: 即早期的SN向張性斷裂構造及NW、NE向共軛節理構造; 晚期的SN向壓性斷裂構造。

3.5 捕虜體構造

在萬硐山采場1800 m標高附近, 巖體西接觸帶內部出現玄武巖捕虜體, 近垂直產于巖體中, 垂向延深50~60 m, SN向長20~30 m, 東西寬10~20 m, 玄武巖邊部界線清晰, 內部具綠簾石和綠泥石化, 無礦化。

在萬硐山采場1800 m標高以上, 巖體內部分布SN向、NE向、NW向產出的小透鏡狀富的 Fe-Au礦體(圖 5h), 可能為灰巖捕虜體的矽卡巖化進一步發生礦化作用的結果。

3.6 爆破角礫巖構造

在紅泥塘斑巖體中下部或周緣局部地段, 發育震碎角礫巖、隱爆角礫巖, 為巖漿后期含礦氣液強烈活動形成的。斑巖體SN向出露長約 700 m, EW向寬200~400 m, 向西緩傾, 傾斜延深100~400 m (圖2、3b); 角礫成分復雜, 以碳酸鹽巖、斑巖和玄武巖角礫最多, 角礫巖大小懸殊; 在其裂隙之間及外接觸帶發育有含金鐵礦脈, 形成爆破角礫巖型多金屬礦化體。在接觸帶附近分布的崩塌角礫巖裂隙之間, 也具有礦化現象, 但礦化不如爆破角礫巖強烈。此外, 礦區萬硐山、金溝壩及鍋蓋山局部也發育爆破角礫巖筒, 但規模較小, 一般SN向長約100 m, 東西寬30~100 m, 垂厚30~100 m, 礦化較弱。如在筆架山西坡31Zk14孔深300~400 m出現無礦化的隱爆角礫巖, 但周邊80~160 m范圍鉆孔中沒有出現。

4 成礦構造和成礦結構面

4.1 成礦構造特征

燕山期?喜馬拉雅早期形成的SN向北衙向斜、斷裂、層間破碎以及喜馬拉雅中期富堿斑巖侵位形成的接觸帶構造是重要的成礦構造。礦區近SN向的北衙復式向斜核部附近的層間破碎帶, SN向的F1、F2、F3、F4、F5、F6斷層, 以及EW向的F22、F25、F26、F31斷層和NE向的F27、F30斷層, NW向的F21、F28斷層等(圖2), 屬成礦前?成礦期構造。喜馬拉雅晚期上新世之后在N2中發育了NNW向剪切斷層和 SN向低角度的逆掩?推覆斷層, 是成礦后構造。

4.1.1 成礦前構造

北衙復式向斜及層間破碎帶構造: 礦區構造為SN向寬緩短軸向斜, 西翼出露T21~3, 傾向E, 傾角10°~20°, 東翼出露T21~3、T1及P, 傾向W, 傾角10°~30°。核部出露T24~5, 產狀平緩, 地貌上形成SN向山間盆地, 沿核部順層間形成虛脫空間, 在T2碳酸鹽巖中和T2與T1巖性界面附近發育為層間破碎帶, 為流體運移和儲礦提供了較為有利的空間。

斷裂構造: 與成巖成礦關系密切的主要斷層有SN向的F6、F5, 其次為SN向F1、F2、F3、F4和 EW向的F22、F25、F26, SN向斷層被EW向和NW向斷層切錯。SN向和EW向的斷裂構造是礦區主要的成巖成礦構造, 如萬硐山成礦巖體受限于EW向F26和NW向F28(或隱伏的EW向基底斷裂)之間的斷層F6, 紅泥塘和大沙地成礦巖體受限于EW向F22和F25(或隱伏的EW向基底斷裂)之間的斷層F5和F6, SN 向、EW向斷裂構造具有明顯的控巖控礦作用。與此相伴的斷層、節理裂隙帶及派生的剪切裂隙、羽狀裂隙構造組合構成了礦液流動、交代、沉淀的場所。

4.1.2 巖漿熱液成礦期構造

成礦期斷裂主要為SN 向逆沖斷裂構造, 以及圍繞斑巖體弧形分布的圍巖內呈放射狀直立陡傾展布的切層斷裂或裂隙和順層緩傾發育的層間滑脫構造, 且靠近巖體斷裂構造愈發育, 其內多充填著磁?赤鐵礦礦體及礦脈; 其中, SN向逆沖斷裂構造具多期次壓扭性活動特征, 早于或與斑巖體同期形成, 傾角較陡, 表現為T21~2灰巖逆沖至砂屑白云巖(T23)之上(圖3、4), 局部地段與鐵金礦體、斑巖體呈緩傾角相交, 斷裂內存在的大量磁?赤鐵礦及少量灰質、斑巖等角礫巖塊構成了KT52、KT44主礦體。此外, NE向斷裂構造成組發育, 并有煌斑巖脈穿插發育, 其內多見斑巖“卵石”捕虜體, 可能指示著同活動期剝蝕過程的存在。

石英正長斑巖體接觸帶構造: 巖體接觸帶構造是成礦期最重要的賦礦構造, 發育在巖體侵入過程中與圍巖的擠壓作用形成的破碎帶, 其圍繞巖體呈環型分布, 空間上分布與巖體相伴產出, 產狀、形態、寬度復雜多變, 破碎帶寬10~60 m, 破碎巖石經巖漿熱液交代作用, 已蝕變為矽卡巖和磁鐵礦硫化物。在部分地段形成爆破角礫巖, 如紅泥塘巖體接觸帶構造中。巖體最頂端近水平的接觸帶基本被剝蝕夷盡, 被上新統湖相沉積(N2)覆蓋。

石英正長斑巖體內部次級斷層和裂隙帶構造: 萬硐山巖體內部發育五組節理、裂隙(圖 5h、j), 其內發育星點狀、團塊狀、細網脈狀黃鐵礦、黃銅礦、方鉛礦以及石英?黃鐵礦細脈。1700 m標高以上的節理、裂隙中主要發育石英?黃鐵礦細脈, 銅礦化較弱, 以裂隙型鐵?金礦化為主(圖 5h); 1700 m標高以下節理、裂隙中逐漸出現黃鐵礦、黃銅礦、斑銅礦、輝鉬礦細脈, 銅礦化增強, 網脈狀斑巖型銅礦化類型顯現。

4.1.3 表生成礦期構造

北衙盆地構造和不整合面構造是表生作用形成的風化?堆積型(古風化殼型)鐵金礦床的重要成礦構造。斑巖?矽卡巖礦床形成之后, 新近紀以來, 北衙地區處于凹陷、侵蝕狀態, 形成以北衙為中心的SN 向狹窄的山間小型侵蝕凹陷盆地, 南北長3 km, 東西寬1~2 km。盆地基底表淺部圍巖及礦體經過長期的風化剝蝕, 在盆地基底上形成了凹凸不平的古地貌特征, 發育了上新統湖相沉積(N2)地層, 其底部不整合面上低凹地段堆積了(古風化殼型)鐵?金礦床, 之后被湖相沉積物覆蓋得以保存。

4.1.4 成礦后構造

成礦后的破礦構造主要為近EW向、NE向切穿鐵金礦體或圍巖地層的斷裂、裂隙, 多為正斷層構造特征, 其次為N2中EW向、NE向、NW向斷層(圖4、5i)以及之上發育的近SN向低角度推覆斷層(Ft), 沿斷裂裂隙充填有黑云正長斑巖脈、煌斑巖脈等脈體, 寬約數米至十數米, 兩側圍巖未見明顯蝕變及礦化現象。最新活動表現為T2灰巖、黑云二長花崗斑巖脈體(3.6~3.8 Ma)順SN向低角度推覆斷層(Ft)推覆至N2河湖相沉積之上, 是更新世以來EW向應力作用的結果。

4.2 成礦結構面特征

層間破碎帶結構面: 向斜軸部較平緩的層間破碎帶主要表現為張性結構面, 局部為張剪性質結構面。

斷裂構造結構面: 成礦前形成的SN向的F6斷層發育于北衙向斜軸部附近, F5斷層發育于北衙向斜西翼, F1、F2、F3、F4斷層發育于北衙向斜東翼, 主要為一組向西陡傾的壓扭性高角度逆斷層, 后期有正斷層特征, 斷層破碎帶由白云巖、砂泥質白云巖的斷層角礫巖、碎裂巖組成, 寬度5~20 m, 在不同地段寬度有差異, 主斷層面呈舒緩波狀起伏不平, 具滑動鏡面特征, 破碎帶內尚發育不同方向的小規模次級斷層面。

EW向的F22、F25、F26、F31斷層, 總體表現為張性高角度正斷層的特征, 斷層面傾角多為70°~90°, 破碎帶寬3~20 m, 以角礫巖為主, 角礫多呈棱角狀、不規則狀。NE向的F27、F30斷層和NW向的F21、F28斷層主要為剪切平移性質斷層, 斷層面一般較規整、平直, 傾向北東, 傾角70°~80°, 破碎帶寬 2~5 m, 以角礫巖為主, 角礫多呈透鏡狀和棱角狀。

石英正長斑巖體接觸帶的結構面: 成礦巖體產狀向西傾斜, 東、西兩側接觸面總體也向西傾斜, 接觸面(矽卡巖或礦體)圍繞巖體呈環狀分布, 但界面凹凸不平, 起伏幅度變化較大(20~50 m), 巖體向周圍伸出的小巖脈(枝)較多, 形態復雜。接觸蝕變帶內發育多組節理、裂隙和成礦后的小斷層、滑動面, 但斷滑的距離1~5 m左右。

石英正長斑巖體內部斷層和裂隙結構面: 有三類性質的結構面, 第一類表現為剪切性質, 基本沒有發生錯位或沒有充填物; 第二類表現為張剪性質, 裂隙面平直, 但發育幾~100 mm 的破碎蝕變礦化帶; 第三類表現為張性裂隙帶, 斷裂面不規則, 破碎蝕變礦化帶較寬, 可達 1~10 m, 但延伸規模小, 一般在2~10 m。后兩者是主要的控礦結構面。

不整合面和侵蝕凹陷盆地構造形態: 上新統三營組(N2)與盆地基底之間的不整合面受斷裂、巖漿巖上侵頂蝕破壞作用和巖溶作用影響, 基底地形起伏不平, 凹陷盆地軸部沿向斜軸部附近呈SN向延伸, F6斷層和萬硐山巖體?大沙地巖體一線位于盆地中部, 盆地形態總體為SN向長, EW向短, 東坡面起伏緩傾(傾角10°), 西坡面稍陡(傾角10°~30°)不對稱的小型山間斷陷盆地, 在盆地現今保存的N2~Q4分布范圍, 內部地形起伏不平, 高差50~150 m。

5 成礦構造研究的意義

5.1 成礦構造指示控巖控礦構造力學機制及成礦構造系統

5.1.1 礦區構造應力場及其演化

北衙礦區構造格架主要為SN向褶皺和斷裂構造, 其次為EW向、NE向和NW向斷層。北衙向斜位于松桂復式向斜的南部翹起端, 屬鶴慶?松桂復式向斜的次級構造, 與該SN向褶皺同期生成有SN向壓扭性西傾之逆斷層、具張性特征的EW向斷層、具剪切性質的NE向和NW向斷層、層間破碎帶等構造, 反映了早期(成礦前)EW向擠壓應力環境, 結合區域構造背景其時代屬燕山期?喜馬拉雅早期。但該期斷裂破碎帶遭受中期SN向擠壓、巖體侵位和晚期EW向擠壓應力的疊加改造。

礦區發育切穿早期斷層的EW向壓扭性斷層和SN向張扭性斷層, 同時對早期不同性質斷層有復合疊加改造, 使其構造巖特征復雜化, 如早期SN向斷裂破碎帶中再次發育了具有張扭性質特征斷層面及蝕變角礫巖和脈狀金磁鐵礦化, EW向斷層破碎帶中發育壓扭性斷層面及透鏡狀角礫, 并有斑巖體侵入破碎帶中; 斑巖體(脈)沿早期SN向斷裂或其與EW向斷裂交匯處附近分布, 伴隨石英正長斑巖漿的超淺成侵位, 發育了與侵入體有關的各類成礦構造系統, 其中巖體內次生裂隙表現為早期的SN向張性斷裂構造及NW、NE向共軛節理構造。巖體侵入年齡和成礦年齡為34.62~36.72 Ma(Zhou et al., 2018), 屬喜馬拉雅中期。礦區在喜馬拉雅中期(成礦期)應力場為SN向擠壓應力。

在北衙向斜軸部附近新近系上新統三營組(N2)蓋層中和石英正長斑巖內部, 發育規模不大的近SN向壓扭性斷層和EW向、NE向、NW向配套斷層, 并切穿鐵金礦體(圖4、5i), 沿斷裂裂隙侵入黑云正長斑巖脈(3.6~3.8 Ma); 同時發育了SN向低角度推覆斷層(Ft), 將T2灰巖、黑云二長花崗斑巖推覆至N2河湖相沉積之上。成礦斑巖體內次生裂隙表現為晚期的SN向壓性斷裂構造切穿早期的SN向張性斷裂構造及NW向、NE向共軛節理構造。成礦期后(更新世以來)區內應力場為近EW向擠壓應力。

5.1.2 不同類型構造的成因聯系

礦區SN向褶皺和斷裂構造及其配套的EW向、NE向和NW向斷層、層間破碎帶是早期EW向應力作用的結果, 與區域燕山期?喜馬拉雅早期構造活動密切相關; 而中?晚期構造活動疊加改造了早期褶皺和斷裂構造, 尤其使斷裂構造性質和力學特征復雜化, 甚至掩蓋了早期斷層性質特征, 但也產生了同期新的配套斷裂裂隙。中期與侵入體有關的構造(巖體產狀及空間分布特征、巖體接觸帶構造、巖漿熱液水壓裂隙構造、巖體內原生節理裂隙、爆破角礫巖構造等), 成因上主要與侵入體的性質、規模和強度關系密切, 但與早期斷裂構造也有關系, 如礦區成礦巖體(萬硐山、紅泥塘、大沙地巖體)分布明顯受控于早期或同期SN向和EW向斷裂, 早期或同期斷裂的存在為接觸帶構造、巖漿熱液水壓裂隙構造、爆破角礫巖構造的發育程度和規模提供了有利的基礎條件; 巖體內發育的兩期次生裂隙, 早期的SN向張性斷裂及NW、NE向共軛節理裂隙與成礦期SN向擠壓應力場有關, 晚期的SN向壓性斷裂與成礦期后近EW向擠壓應力場有關。

北衙盆地構造和不整合面構造的形成與早期斷裂構造有關, 北衙向斜和SN向F6斷層控制了斷陷盆地的形成, 從而控制了上新統湖相沉積建造(N2)及其底部風化?堆積型(古風化殼型)鐵金礦床的形成。晚期發育于上新統(N2)中的近SN向壓扭性斷層和EW向、NE向、NW向配套斷層以及SN向低角度推覆斷層(Ft), 巖體內晚期的SN向壓性斷裂構造, 屬成礦期后近EW向擠壓應力形成, 成因上與早、中期構造沒有關系。

5.1.3 成礦構造系統

通過對礦區成礦構造力學性質研究, 結合新生代以來印度?歐亞大陸碰撞背景下, 紅河斷裂在古近紀?新近紀發生了大規模的左旋剪切運動, 第四紀紅河斷裂北段表現為右旋走滑運動和NE向麗江?鹽源斷裂、近SN向程海斷裂表現為強烈左行走滑運動特征的區域構造背景(范柱國等, 2002), 認為北衙礦區自燕山期?喜馬拉雅早期、喜馬拉雅中期和喜馬拉雅晚期以來, 礦區構造應力經歷了EW向→SN向→近EW向三期構造主壓應力的轉變, 形成了礦區燕山期?喜馬拉雅早期構造層、喜馬拉雅中晚期構造層, 構成了礦區復合褶皺?斷裂?節理成礦構造系統。

燕山期?喜馬拉雅早期, 在近EW向主壓應力作用下, 形成北衙礦區SN向褶皺和斷裂構造格架, 為斑巖侵位和成礦作用發生提供了有利的成巖成礦構造環境; 喜馬拉雅中期, 區域應力場由EW向主壓應力轉為SN向, 疊加改造了早期SN向、EW向主構造及其配套構造, 伴隨構造活動發生石英正長斑巖漿沿斷裂的超淺成侵位和成巖作用, 發育了與侵入體有關的各類構造系統, 與早期形成的SN向、EW向主構造及其配套構造構成了斑巖?矽卡巖?熱液型金多金屬成礦構造系統。該期晚階段, 由于古新紀以來的地殼強烈上升遭受剝蝕以及北衙向斜核部斷裂和巖漿侵入作用, 在向斜核部附近發育了北衙盆地構造, 形成了山間斷陷湖盆, 是風化?堆積型(古風化殼型)礦床形成的構造條件。

喜馬拉雅晚期, 主壓應力方向轉變為近EW向, 使中期形成的SN向張性斷層轉化為壓性斷層, EW向斷層發生走滑剪切, 形成SN向壓性構造和逆掩?推覆構造以及NE向和NW向剪切斷層疊加在早期構造之上, 伴隨黑云二長花崗斑巖脈體侵入到N2和先期形成的斑巖和礦體中, 對先期形成的斑巖和礦體產生變形、變位和強烈改造、切錯, 并遭受風化剝蝕。同時發育了推覆構造(Ft), 使T2白云巖覆蓋于N2之上。

5.2 成礦構造指示構造控巖控礦作用

(1) 區域構造的控巖控礦作用。區域上NNW向金沙江?紅河大型走滑斷裂均為超巖石圈或巖石圈斷裂, 深切至上地幔, 是富堿斑巖巖漿的運移通道, 控制了金沙江?紅河富堿斑巖帶及其成礦帶的分布。礦區以西的SN向馬鞍山斷裂溝通金沙江?紅河斷裂和鹽源?麗江斷裂, 表現為傾向東的陸內推覆?走滑?剪切構造帶, 北衙礦區的萬硐山、大沙地和紅泥塘的巖脈帶及礦脈群均受該斷裂派生的次級斷裂(F5和F6)控制, 表明主干斷裂及其旁側次級斷裂控制了北衙?鶴慶富堿斑巖帶及礦田的分布, 更次級的斷層和褶曲控制了北衙富堿斑巖體(萬硐山、大沙地、紅泥塘等巖體)和具體礦床的定位和產出(周云滿等, 2013, 2015)。

(2) 礦區構造的控巖控礦作用。礦區以SN向褶皺和斷層構造為主體, 與相配套的NE、EW、NW向斷裂構造以及層間破碎帶, 深部與區域馬鞍山斷裂帶連接, 構成了礦區構造?巖漿活動?成礦的網絡構造系統。

區內SN向斷裂為主要的控巖控礦斷裂, 前期表現為南北向正斷層或走滑斷層, 斷裂主要向西傾斜, 局部向東傾斜, 傾角較陡。稍晚期的EW向、NW向、NE向斷裂使其多被切割錯移。沿SN向斷裂帶是巖漿活動最強烈的地區, 該組斷裂構造成為了區內巖漿侵位和定位的主要構造, 大多數石英正長斑巖體和脈巖沿該組斷層帶分布(圖2), 如萬硐山巖體、大沙地巖體沿F6斷層帶產出, 萬硐山巖體以南沿F6斷層產出KT44礦體, 筆架山巖脈、桅桿坡巖脈分別沿F1、F2斷層帶產出。沿SN向與EW向、NW向、NE向斷裂交匯部位是巖體侵位的有利部位, 如F5斷層與F22、F25、F26斷層交匯部位附近發育紅泥塘巖體和其他脈巖(圖2); F1、F2斷層與F27斷層交匯部位分別發育桅桿坡脈巖和筆架山脈巖體; 沿NW向的F21、F28斷層發育脈巖體(石英正長斑巖、煌斑巖等)。

礦區揭露金多金屬礦體都產在巖體與圍巖的接觸破碎帶、北衙向斜兩翼及向斜軸部節理裂隙發育地段或翼部層間破碎帶內, 表明褶皺構造控制著巖(礦)體的分布。而向斜兩翼的近SN向斷裂, 控制了斑巖(脈)體以及相關的金多金屬礦體的展布, 既是巖漿侵入和含礦流體運移的通道, 又是成礦的主要構造和容礦構造, 控制了礦體的規模、礦化方向和空間展布, 與其配套的次級斷裂、裂隙直接控制著礦體的形態、產狀、規模及礦化強度。礦區巖體與圍巖的接觸破碎帶、灰巖層間構造破碎帶、裂隙發育地段都是主要的賦礦部位。礦體的形態、產狀均與巖體接觸帶、斷裂帶, 層間構造破碎帶、裂隙帶一致。

(3) 接觸帶構造的控礦作用。礦床礦體主要產于富堿斑巖與中三疊統北衙組(T2)碳酸鹽巖接觸帶的矽卡巖內, 其次產于圍巖的破碎(裂隙)帶、虛脫帶中, 巖體內產有零星脈狀、囊狀礦體。北衙向斜核部形成近SN向張扭性斷層和近EW向的張性斷層為巖體侵位提供了通道, 巖體侵位過程中與圍巖擠壓作用形成接觸破碎帶和隱爆角礫巖帶, 巖漿熱液對碳酸鹽巖圍巖進行交代作用, 形成矽卡巖及其金多金屬礦體。北衙寬緩向斜核部及附近產狀平緩的T24~5的中?厚層狀鐵質砂屑灰巖、灰色含白云質砂屑灰巖、白云巖層間破碎帶、平緩的地層產狀是有利的成礦構造帶, 使含礦流體容易沿層運移、滲透發生交代和充填成礦作用, 隨著與巖體距離的增大, 流體能量、體積、規模、動能逐漸減小, 溫度、壓力逐漸降低, 從高溫元素至中低溫元素逐漸析出沉淀, 形成在巖體接觸帶附近成礦作用強度大、礦體厚大、品位富、有益元素多, 遠離巖體成礦作用逐漸減弱、礦體厚度變薄、元素以中低溫的Pb-Zn-Ag- Au元素組合為主。

礦區金多金屬礦體多數情況下不僅僅是由簡單斷裂或接觸帶構造控制, 而是斷裂和接觸帶構造復合控制。接觸帶受成礦期斷裂構造改造, 形成成礦熱流體活動及礦體儲存空間, 礦區主要鐵銅金多金屬礦體均受此種構造控制, 如萬洞山礦段、紅泥塘礦段鐵銅金多金屬礦體產于接觸帶走向及傾向變化的凹陷處, 又受斷層的復合控制, 形成了較大的礦體。

(4) 成礦構造控巖控礦模式。區域上NNW向金沙江?紅河大型走滑斷裂控制了金沙江?紅河富堿斑巖帶及其成礦帶的分布; 礦區以西的SN向馬鞍山斷裂控制了北衙?鶴慶富堿斑巖帶及礦田的分布; 礦區SN向斷裂構造及相配套的NE向、EW向、NW向斷裂構造以及層間破碎帶, 構成了礦區構造?巖漿活動?成礦的網絡構造系統, 控制了北衙成礦富堿斑巖體(萬硐山、大沙地、紅泥塘等巖體)和礦床形成; 更次級的斷層和褶曲控制了具體礦體的定位。北衙向斜核部形成近SN向壓扭性斷層和近EW向的張性斷層為巖體侵位提供了通道, 巖體侵位過程中與圍巖擠壓作用形成接觸破碎帶和隱爆角礫巖帶, 巖漿熱液對碳酸鹽巖圍巖(包括層間破碎帶和斷裂帶)進行交代作用, 發生了斑巖?矽卡巖?熱液型金多金屬成礦作用, 在層間斷裂破碎帶、斷裂帶及節理構造內形成帶狀、“似層狀”和脈狀礦體, 在巖體內形成脈狀礦體, 在斑巖與圍巖接觸帶形成矽卡巖型礦體。

5.3 構造對礦床變化與保存的地質意義

動力學模擬表明, 斷裂構造可以顯著增高巖石滲透率、促進地下水的流動, 從而有利于巖石的化學風化與紅土化作用, 促進金的溶解、遷移、富集與紅土型金礦的形成, 并導致斷裂部位的風化殼與金礦體厚度顯著增大(王燕等, 2002)。北衙礦區成礦期?成礦后的構造對礦床的變化與保存具有重大的作用和意義。

(1) 構造對斑巖?矽卡巖?熱液脈型礦床變化起到了基本的控制作用, 包括成礦前?成礦期構造和成礦后構造對礦床變化提供的物理條件和產生的破壞作用。成礦前?成礦期構造形成的各類斷裂構造為礦床后期風化剝蝕提供了基本的物理條件, 如碳酸鹽巖圍巖的斷層裂隙為巖溶作用提供了有利空間, 成礦巖體、礦體及其周邊的斷層裂隙系統為地下水的流動和地表水的下滲提供通道, 是礦床形成氧化帶、混合帶、原生帶和遭受風化剝蝕的基本條件。成礦后的斷層、節理裂隙使礦體發生錯斷和不連續, 礦區成礦后構造雖然發育, 但規模較小(長度和延深5~30 m, 斷距3~10 m), 對礦體的破壞程度相對較小, 局部地段的逆斷層使礦體厚度加大。

(2) 新生代古近紀晚期?新近紀的山間斷陷盆地構造對風化?堆積型(古風化殼型)礦床的起到主要的控制作用。盆地基底的北衙向斜及核部附近由于斷裂構造發育和巖體侵位, 巖石破碎程度高, 更易風化剝蝕, 逐漸發育成山間侵蝕盆地, 在上新世北衙盆地基底的不整合面低凹處氧化淋濾富集形成古風化殼型金鐵礦。上新統三營組(N2)與盆地基底之間的不整合面構造及其形態, 控制了古殘坡積型金礦的空間分布和形態以及產狀變化。盆地基底的北衙向斜及核部附近的F6斷層控制了盆地呈SN向長, EW向短的狹長狀展布, 同時控制了盆地坳陷中心及其軸線的展布及盆地內部地形的起伏變化, 從而控制了N2沉積相從邊緣到中心的洪沖積?湖相的發育, 地層厚度及礦體從盆地中軸向東、西兩側邊緣變薄的變化規律。在盆地凹陷軸線附近為最低凹地段, 是古風化殼型礦體富集的有利地段, 但在凹陷幅度大的地段, 礦體厚度大, 相對凸起地段礦體厚度小或尖滅。

(3) 新近紀之后的盆地構造和逆掩推覆構造對斑巖?矽卡巖?熱液脈型礦床和風化?堆積型礦床起到重要的保護作用。斑巖?矽卡巖?熱液脈型礦床形成之后, 由于地殼在古近紀晚期?新近紀早期短暫的上升遭受風化剝蝕, 剝蝕程度較低, 僅在礦床頂部或上部遭受剝蝕, 礦床絕大部分仍然保存較好, N2覆蓋于兩類礦床之上, 對礦床起到了明顯的保護作用。較晚期形成的EW向逆掩?推覆構造(Ft), 使T2白云巖覆蓋于N2之上, 增強了對其下兩類礦床的保護, 使北衙超大型金多金屬礦床隱伏保存至今, 也使得勘查難度增大, 前后經過50多年和多家地勘單位、多家科研單位的勘查和科研工作, 才顯現出礦床的真實面目, 找礦取得了重大突破。

5.4 指導勘查工作的部署

(1) 在區域和礦區成礦地質背景、成礦作用特征標志和找礦標志研究基礎上, 在主要區域斷裂旁側次級構造帶中確定找礦靶區。北衙礦區位于區域SN向馬鞍山斷裂及馬鞍山背斜東部的鶴慶?松桂?北衙寬緩復式向斜南部揚起端的次級北衙向斜中, 基底發育近EW向隱伏斷裂, 是巖漿活動、成礦和容礦的有利部位, 成為找礦的有利靶區。

(2) 在SN向構造和EW向構造交匯限制的區域尋找成礦斑巖地質體, 圍繞巖體接觸帶構造周邊和外帶的成礦前?成礦期的構造部位布置勘探工作進行找礦。礦區萬硐山、紅泥塘、大沙地等礦段的巖體和礦體均受控于SN向和EW向斷裂, 巖體接觸帶附近發育矽卡巖型礦體, 外帶及遠程帶發育層間破碎帶和次級斷層帶中的熱液脈狀礦體。

(3) 巖體深部(1700 m標高以下)和邊部斷層、裂隙發育帶是進一步尋找斑巖型Cu-Au礦體的有利空間, 1300 m標高以下巖體與T1碎屑巖接觸帶可能存在角巖型礦化, 是今后礦區深邊部找礦的重要方向。

6 結 論

(1) 燕山期?喜馬拉雅早期形成的SN向北衙向斜和斷裂、EW向隱伏斷裂、層間破碎帶、富堿斑巖侵位形成的侵入體構成了礦區構造格架, 同時是北衙金多金屬礦床主要的成礦構造。以SN向斷裂構造為主體, 相配套的EW向、NE向、NW向斷裂構造, 深部與區域上馬鞍山斷裂帶及金沙江?紅河深大斷裂連接, 構成了礦區構造?巖漿活動?成礦的網絡構造系統, 控制了斑巖?矽卡巖?熱液脈型礦床成礦系統的發育和空間分布。

(2) 成礦前?成礦期構造以及不整合面構造和山間盆地構造是表生作用形成的風化?堆積型(古風化殼型)鐵金礦床的重要成礦構造。

(3) 礦區構造演化經歷了三期構造作用過程: 燕山期?喜馬拉雅早期的EW向主壓應力作用→喜馬拉雅中期EW向主壓應力轉為SN向→喜馬拉雅晚期主壓應力方向轉變為近EW向。

(4) 喜馬拉雅晚期的山間盆地構造及其中形成的上新統三營組(N2)和EW向逆沖推覆構造, 對斑巖?矽卡巖型礦床和風化?堆積型(古風化殼型)礦床的變化與保存具有重要的控制作用。

致謝:衷心感謝匿名審稿專家的精心審稿并提出建設性修改意見!

蔡新平. 1993. 滇西北衙金礦礦床特征、成因及找礦遠景預測//中國金礦地質地球化學研究. 北京: 科學出版社: 134–151.

蔡新平, 趙大升, 劉秉光. 1991. 滇西北衙金礦礦床特征、成因及靶區預測//中國科學院地質研究所科技報告. 北京: 中國科學院地質研究所: 1–15.

陳愛兵, 孫彩霞, 姜華, 楊建宇. 2011. 北衙金礦綜合信息找礦預測. 地質與勘探, 47(4): 633–641.

陳國達. 1985. 成礦構造研究法. 北京: 地質出版社: 11– 23, 19–20.

陳沈強, 朱民, 熊光耀, 曾慶, 周紅飛, 陳漢林, 肖安成, 賈東. 2017. 上揚子西南部晚三疊世古隆起演化及其構造意義. 大地構造與成礦學, 41(4): 653–662.

崔銀亮, 陳賢勝, 晏建國. 2001. 北衙紅色粘土型金礦地質特征和成礦條件. 礦物學報, 21(4): 654–658.

崔銀亮, 晏國, 陳賢勝. 2003. 滇西北衙金礦床找礦標志和找礦模式研究. 黃金, 24(7): 7–10.

鄧軍, 李文昌, 符德貴, 楊立強, 和中華, 周云滿, 張靜, 葛良勝. 2012. 西南三江南段新生代金成礦系統. 北京: 地質出版社: 1–314.

鄧軍, 楊立強, 葛良勝, 袁士松, 王慶飛, 張靜, 龔慶杰, 王長明. 2010. 滇西富堿斑巖型金成礦系統特征與變化保存. 巖石學報, 26(6): 1633–1645.

范柱國, 李峰, 談樹成, 李保珠. 2002. 麗江?大理地區新構造運動特征及環境效應. 大地構造與成礦學, 26(1): 6–9.

甫為民, 胡朝平. 1994. 鶴慶北衙富堿斑巖侵入體的巖石學特征及其構造環境. 云南地質, 13(1): 31–41.

葛良勝, 郭曉東, 鄒依林, 李振華, 張曉輝. 2002. 云南北衙金礦床地質特征及成因研究. 地質找礦論叢, 17(1): 32–46.

和文言. 2014. 滇西北衙地區富堿斑巖及其金多金屬成礦作用. 北京: 中國地質大學(北京)博士學位論文: 1–166.

和文言, 喻學惠, 莫宣學, 和中華, 董國臣, 劉曉波, 蘇綱生, 黃雄飛. 2013. 滇西北衙金多金屬礦田礦床鋯石U-Pb 和輝鉬礦Re-Os 年齡及其地質意義. 巖石學報, 29(4): 1302–1310.

和文言, 喻學惠, 莫宣學, 和中華, 李勇, 黃行凱, 蘇綱生. 2012. 滇西北衙多金屬礦田礦床成因類型及其與富堿斑巖關系初探. 巖石學報, 28(5): 1401–1412.

和中華, 符德貴, 周云滿, 蘇綱生, 李萬華, 陳金標. 2014. 云南北衙超大型金多金屬礦床整裝勘查新認識. 云南地質, 33(增刊): 119–131.

和中華, 官德任, 和文言, 周云滿, 符德貴, 楊紹文, 呂永增, 王利東, 李萬華, 蘇綱生, 楊銳. 2016. 滇西北衙超大型金多金屬礦床勘查模型. 礦床地質, 35(2): 261–282.

和中華, 周云滿, 和文言, 蘇綱生, 李萬華, 楊紹文. 2013. 滇西北衙超大型金多金屬礦床成因類型及成礦規律. 礦床地質, 32(2): 244–258.

賈儒雅, 劉錚, 廖世勇. 2016. 滇西北衙含礦斑巖體的巖石學成因及成礦意義. 礦床地質, 35(S2): 195–196.

李景虹, 李如良, 邵偉年. 1991. 云南鶴慶北衙金礦地質特征及成礦機制探討. 西南礦產地質, 5(2): 50–54.

李俊, 丁俊, 牛浩斌, 寧括步, 王鵬, 任飛．2016. 滇西北衙金多金屬礦床磁鐵礦元素地球化學特征及其對成礦作用的制約. 礦床地質, 35(2): 395–413.

劉飛, 韓潤生, 王雷, 郭鈺心玥, 王明志, 譚威. 2016. 滇西北北衙斑巖型金多金屬礦床萬硐山礦段構造控巖控礦作用機制. 大地構造與成礦學, 40(2): 266–280.

劉飛, 王雷, 韓潤生, 郭鈺心玥, 王明志, 譚威. 2017. 滇西北北衙斑巖型金多金屬礦田構造體系及其控礦作用. 地學前緣, 24(6): 208–224.

馬德云, 高振敏, 楊世瑜, 韓潤生. 2003. 北衙金礦區構造應力場數值模擬. 大地構造與成礦學, 27(2): 160– 166.

馬德云, 韓潤生. 2001. 北衙金礦床構造地球化學特征及靶區優選. 地質與勘探, 37(2): 64–68.

牛浩斌, 胡文懿, 丁俊, 李俊, 寧括步, 王鵬, 任飛, 董黎陽. 2015. 滇西北衙金多金屬礦床輝鉬礦Re-Os年齡及其地質意義. 地質與勘探, 51(1): 1–12.

潘桂棠, 肖慶輝, 陸松年, 鄧晉福, 馮益民, 張克信, 張智勇, 王方國, 邢光福, 郝國杰, 馮艷芳. 2009. 中國大地構造單元劃分. 中國地質, 36(1): 1–28.

潘桂棠, 徐強, 侯增謙, 王立全, 杜德勛, 莫宣學, 李定謀, 汪名杰, 李興振, 江新勝, 胡云中. 2003. 西南“三江”多島弧造山過程、成礦系統與資源評價. 北京: 地質出版社: 1–420.

任治機, 羅榮生, 李連舉, 趙重順, 李志群. 2001. 云南北衙紅土型金礦地質特征及成礦規律. 中國地質, 28(8): 17–22.

宋煥斌, 何明勤. 1994. 滇西北衙金礦床的二次成礦作用. 昆明工學院學報, 19(4): 15–20.

王建華, 李文昌, 和中華, 尹光候, 周云滿. 2016. 滇西北衙金礦區大沙地巖體地質特征、Sr-Nd-Pb同位素及地質意義. 巖石學報, 32(8): 2367–2378.

王建華, 李文昌, 王可勇, 尹光候, 吳松, 姜文濤. 2015. 滇西北衙斑巖型金多金屬礦床成礦流體特征及其演化. 巖石學報, 31(11): 3269–3280.

王明志, 韓潤生, 王雷, 劉飛, 郭鈺心玥, 譚威. 2016. 滇西北北衙金礦床萬硐山–筆架山礦段構造地球化學特征. 中國地質, 43(1): 238–248.

王鵬, 楊劍, 牛浩斌, 寧括步, 王橋, 李俊, 曾琴琴, 任飛, 孫建成, 郭鏡, 張偉, 董黎陽, 張曉斌, 梁青, 陳東明, 尹福光. 2015. 北衙地區三維地質調查成果報告. 成都: 中國地質調查局成都地質調查中心: 1–235.

王燕, 譚凱旋, 劉順生. 2002. 典型紅土型金礦的構造控礦特征及其動力學機制. 大地構造與成礦學, 26(3): 255–262.

吳開興, 胡瑞忠, 畢獻武, 彭建堂, 蘇文超, 陳龍. 2005. 滇西北衙金礦蝕變斑巖中的流體包裹體研究. 礦物巖石, 25(2): 20–26.

吳松, 李文昌, 姜文濤, 王建華, 尹光侯, 余海軍. 2016. 北衙金礦外帶似層狀Pb-Zn-Ag多金屬礦床地質特征及成因. 金屬礦山, 45(1): 100–104.

肖騎彬, 蔡新平, 徐興旺. 2003. 云南北衙表生金礦形成與保存探討. 礦床地質, 22(4): 401–407.

肖曉牛, 喻學惠, 莫宣學, 李勇, 黃行凱. 2011. 滇西北衙金多金屬礦床成礦地球化學特征. 地質與勘探, 47(2): 170–179.

肖曉牛, 喻學惠, 莫宣學, 楊貴來, 李勇, 黃行凱. 2009a. 滇西北衙金多金屬礦床流體包裹體研究. 地學前緣, 16(2): 250–261.

肖曉牛, 喻學惠, 莫宣學, 楊貴來, 李勇, 黃行凱. 2009b. 滇西洱海北部北衙地區富堿斑巖的地球化學、鋯石SHRIMP-Pb定年及成因. 地質通報, 28(12): 1786– 1803.

徐受民, 莫宣學, 曾普勝, 張文洪, 趙海濱, 趙寒冬. 2006. 滇西北衙富堿斑巖的特征及成因.現代地質, 20(4): 527–535.

徐興旺, 蔡新平, 宋寶昌, 張寶林, 應漢龍, 肖騎彬, 王杰. 2006. 滇西北衙金礦區堿質斑巖巖石學、年代學和地球化學特征及其成因機制. 巖石學報, 22(3): 632–642.

徐興旺, 蔡新平, 張寶林, 梁光河, 杜世俊, 王杰. 2007. 滇西北衙金礦礦床類型與結構模型. 礦床地質, 26(3): 250–264.

徐志剛, 陳毓川, 王登紅, 陳鄭輝, 李厚民. 2008．中國成礦區帶劃分方案. 北京: 地質出版社: 1–138.

薛傳東, 侯增謙, 劉星, 楊志明, 劉勇強, 郝百武. 2008. 滇西北北衙金多金屬礦田的成巖成礦作用: 對印?亞碰撞造山過程的響應. 巖石學報, 24(3): 459–471.

晏建國, 陳賢勝, 崔銀亮. 2002. 云南北衙金礦床成礦規律研究. 礦床地質, 21(S1): 743–746.

晏建國, 崔銀亮, 陳賢勝. 2003. 云南省北衙金礦床成礦預測和靶區優選. 地質與勘探, 39(1): 10–13.

楊劍, 唐發偉, 王橋, 王永華. 2015. 云南北衙地區成礦地球化學特征及找礦方向. 中國地質, 42(6): 1989–1999.

楊劍, 王緒本, 王永華, 王橋, 曾琴琴. 2014. 磁綜合方法在北衙金勘查中的應用. 中國地質, 41(2): 602–610.

楊世瑜, 王瑞雪. 2002. 北衙堿性斑巖型金礦床礦床遙感地質綜合信息. 昆明理工大學學報, 27(4): 1–5.

葉天竺, 呂志成, 龐振山, 張德會, 劉士毅, 王全明, 劉家軍, 程志中, 李超嶺, 肖克炎, 甄世民, 杜澤忠, 陳正樂. 2014. 勘查區找礦預測理論與方法(總論). 北京: 地質出版社: 1–703.

應漢龍, 蔡新平. 2004. 云南北衙礦區富堿斑巖正長石和白云母的40Ar-39Ar年齡. 地質科學, 39(1): 107–110.

云南黃金礦業集團股份有限公司. 2016. 云南省鶴慶縣北衙金多金屬礦生產勘探報告. 昆明: 云南黃金礦業集團股份有限公司: 1–138.

鐘昆明, 楊世瑜. 2000. 云南北衙金礦構造地球化學成礦預測標志. 礦物巖石地球化學通報, 19(4): 393–394.

周云滿, 符德貴, 和中華. 2014. 滇西鶴慶北衙金多金屬礦整裝勘查實現重大突破. 云南地質, 33(增刊): 40–47.

周云滿, 符德貴, 和中華, 鮑威, 李萬華, 官德任. 2013. 滇西鶴慶縣北衙金多金屬礦勘查突破// 云南省3年地質找礦行動計劃成果交流暨學習研討會論文集. 昆明: 云南省地質學會和云南省國土資源廳: 72–82.

周云滿, 高起方, 劉志斌, 和中華. 2017a. 滇西北衙金多金屬礦床金的賦存狀態研究. 礦物學報, 37(1/2): 231–245.

周云滿, 毛景文, 符德貴, 和中華, 張長青, 趙成峰, 劉歡, 彭惠娟, 王利東. 2017b. 滇西地區金銅鉛鋅礦典型礦床及成礦規律研究. 北京: 地質出版社: 394–439.

周云滿, 王利東, 梅文周, 和中華. 2015. 實現整裝勘查找礦突破的問題與舉措——以云南北衙超大型金多金屬礦找礦突破為例. 西南地質經濟, (2): 1–12.

周云滿, 張長青, 和中華, 劉博, 王利東. 2018. 滇西北衙金多金屬礦床成礦作用特征標志. 地質找礦論叢, 33(1): 1–14.

鄒光富, 王鵬, 牛浩斌, 任飛, 寧括步, 董黎陽, 李俊, 周業鑫. 2013. 滇西北衙金多金屬礦床控礦因素與找礦方向. 地質學報, 87(S1): 178–182.

Deng J, Fu Y and Sun X M. 2015a. Geochronology of the giant Beiya gold-polymetallic deposit in Yunnan Province, Southwest China and its relationship with the petrogenesisof alkaline porphyry., 71: 138–149.

Deng J, Wang Q F, Li G J, Hou Z Q, Jiang C Z and Leonid D. 2015b. Geology and genesis of the giant Beiya porphyry- skarn gold deposit, northwestern Yangtze Block, China., 70: 1–27.

Fu Y, Sun X M, Zhou H Y, Lin H and Yang T J. 2016.LA-ICP-MS U-Pb geochronology and trace elements analysis of polygenetic titanite from the giant Beiya gold-polymetallic deposit in Yunnan Province, Southwest China., 77: 43–56.

He W Y, Mo X X, He Z H, White N C, Chen J B, Yang K H, Wang R, Yu X H, Dong G C and Huang X F. 2015. The geology and mineralology of the Beiya skarn gold deposit in Yunnan, Southwest China., 110: 1625–1641.

Li W C, Wang J H, He Z H and Dou S. 2016. Formation of Au-polymetallic ore deposits in alkaline porphyries at Beiya, Yunnan, Southwest China., 73: 241–252.

Liu B, Liu H, Zhang C Q, Mao Z H, Zhou Y M, Huang H, He Z H and Su G S. 2015. Geochemistry and geochro-nology of porphyries from the Beiya gold-polymetallic orefield, western Yunnan, China., 69: 360–379.

Mao J M, Zhou Y M, Liu H, Zhan C Q, Fu D G and Liu B. 2017. Metallogenic setting and ore genetic model for the Beiya porphyry-skarn polymetallic Au orefield, western Yunnan, China., 86: 21–34.

Zhou Y M, Zhang C Q, He Z H, Liu H, Zhou G W, Sun J and Liu B. 2018. Geological characteristics and ore-controlling factors of the Beiya gold-polymetallic ore deposit, northwestern Yunnan province.(), 92(5): 1841–1861.

Characteristics of Metallogenic Structures in the Beiya Gold-poly-me-tallic Deposit in Northwestern Yunnan Province and Geological and Exploration Applications

ZHOU Yunman1, ZHOU Guiwu1, ZHANG Changqing2*, WANG Lidong1, YU Hongping1, LI Wanhua1and LIU Zhangrong1

(1. Yunnan Gold & Mining Group Co. Ltd., Kunming 650299, Yunnan, China; 2. Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China)

Based on detailed field investigation of the tectonic geological characteristics and intrusive structural characteristics of the Beiya deposit, combining previous research results, this paper summarized the features of the metallogenic structures and structural surfaces in the Beiya Au-polymetallic deposit, constructed a space lattice frame of the ore-forming structures, and established a ore-forming structure system matching the magma, mineralization and structure. It is considered that the SN-trending Beiya syncline and fault, the EW-trending buried fault, the interlayer fracture zone and the contact structure of the alkaline porphyry formed in the Yanshanian-early Hemalayan periods are the main metallogenic structures of the deposit. The SN-trending faults, and the subordinated EW, NE and NW-trending faults, are connected with the Maanshan fault zone and the Jinshajiang-Honghe deep fault. These faults constitute a network structure system of tectonic-magmatic activity and mineralization, and control the development and spatial distribution of the porphyry-skarn-epithermal metallogenic system. The intermountain basin tectonics and unconformities are important ore-forming structures of the supergene weathering-accumulating iron-gold orebodies. The intermountain basin tectonics and the Pliocene Sanying Formation (N2) deposited in the basin, together with the post-mineralization SN-trending reverse cover tectonics control the change and preservation of porphyry-skarn orebodies and weathering-accumulating orebodies. The area experienced three stages of tectonic evolution, i.e., the EW-trending principal compressive stress in the Yanshanian-early Hemalayan periods, the EW to SN-trending principal compressive stress in the Middle Himalayan period, and the near EW-trending principal compressive stress in the Late Himalayan period. The results of metallogenic structure research are of great theoretical and practical significance for improving the understanding of the ore control mechanisms and guiding the layout of exploration.

porphyry-skarn gold deposit; metallogenic structure; metallogenic structural plane; geological and exploration significance; Beiya in western Yunnan

2019-09-22;

2020-02-14

云南省“云嶺學者”科研項目、中國地質調查局“云南鶴慶北衙金多金屬礦田整裝勘查區專項填圖與技術應用示范”課題(12120114013501)和云南黃金礦業集團股份有限公司科研項目“滇西地區金多金屬礦成礦規律及成礦系列研究(E1107)”聯合資助。

周云滿(1965–), 男, 博士, 正高級工程師, 長期從事地質礦產勘查、礦床地質及找礦預測研究工作。Email: 1965yunman@sina.com

張長青(1975–), 男, 博士, 研究員, 從事礦物學巖石學礦床學方向研究。Email: zcqchangqing@163.com

P613

A

1001-1552(2021)02-0308-019

10.16539/j.ddgzyckx.2021.02.004