构造地质学的研究方法

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地质构造的研究应包括构造的几何学、运动学和动力学的研究，以及构造发育、演化的历史分析。①构造几何学的研究是对各种地质构造的形态、产状和规模及其组合型式和相互关系进行观察、描述和测量; ②构造的运动学分析是根据构造几何学的有关资料和数据，去追索现有构造状态和位置的岩体在变形时，物质相继发生的位移、转动和应变等内部和外部的运动; ③动力学的研究则是探索构造变形时作用力的性质、大小、方向、应力场的演化以及外力与应力之间的关系; ④构造的历史分析是通过野外观察和室内对有关资料的综合研究，阐明各种地质构造的形成时期及其发育顺序。这几个方面的研究是相互联系、相辅相成的。对构造形态进行几何分析则是构造地质学研究的基础，有了构造几何分析的基础，才可能正确分析地质构造的演化历史和成因，进而对各个地区的构造分析资料及其他方面的资料进行综合分析，从而揭示出地壳构造的形成和发展规律。

尽管对不同岩石类型地区地质构造和不同尺度构造的研究任务和方法各有不同，但是，野外观察和地质填图始终是研究地质构造的基本方法。通过野外观察填绘的地质图，不仅可反映出一个地区各种岩层和岩体的分布，而且根据岩层和岩体的产状、相互关系和各自的时代，可以认识该区各种地质构造的形态、组合特征和发育史。通过绘制剖面图和根据地面的构造形态观测及钻井和物探等提供的资料，编绘构造等高线图和等厚图，能较好地反映地下构造形态的特征。

研究地质构造的形态、产状及其相互关系，一方面是采用填绘地质图、编制有关图件以及相应文字描述的常规方法; 另一方面是通过对各种面状构造和线状构造要素的力学性质、产状和相互几何关系的系统观察和测量，应用极射赤平投影或电子计算机作数理统计分析和自动化成图，从而得出地质构造产状方位的型式和对称性的特征，为建立地质构造三维空间图像、分析构造变形机制和恢复变形历史等提供依据。Bruna Sander ( 1930) 在《岩石组构学》中提出的变形岩石显微组构的几何分析方法和运动学解释原则，经广大地质学家在实践中进行修正和补充，现已发展成为不仅可用于显微构造分析，而且也可以应用于中、小型构造乃至大型构造分析。

现代航空、航天遥感技术和航片、卫片的采用，扩大了观察地质构造的视域和深度，弥补了野外地质观察的局限性; 而钻探、物探等工程和探测技术的应用，为了解地下构造情况，提供了重要资料。

研究地质构造不能只满足于形态描述，还要应用力学原理，鉴定各个构造的力学性质和相互关系，并分析它们的形成机制和各构造之间的内在联系，以便得出区域地质构造的分布和演变规律。

研究地质构造形成的力学机制，常常需要进行模拟实验。例如根据相似原理，用泥巴、石蜡、沥青或凡士林等材料，做成某种形态和尺寸的试件，在设置的相应几何边界条件下，施加一定方式的力使之发生变形，观察其变形特点、应力与应变之间的关系，并将实验模型与自然界的构造原型进行类比，借以说明这种构造的形成、发展和组合关系以及构造变形的边界条件和应力作用方式。计算机的应用使构造地质的研究向定量的数理分析方向发展。如应用有限单元法来计算一定地区内的各点的应力方向和大小，进而对该地区的构造应力场做出数学模拟，据此，可以推断出相应的构造图像，并与该地区的地质构造特征进行比较。

对地质构造进行历史分析，一般是根据地层之间的不整合接触关系及各种构造间成因联系和交截、叠加关系，并结合沉积岩相、厚度以及岩浆活动等方面的分析，或配合同位素地质年代的测定资料，分析该区构造形成时代和发育顺序，划分构造发育的阶段，恢复区域构造发展史，从而对该区地质构造的规律有一个较为正确的认识。

在构造地质学研究中，还需与岩石学、地层学、地貌学及地球物理学等学科密切结合。

侵入接触带的有利成矿部位

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矿区地质特征

侵入接触带从成矿构造的角度来说，有许多特点：①岩浆侵入后，从其里面析出的气体和溶液主要朝岩体顶板方向运动，因此成矿物质特别富集；②这一地带的岩浆由于和围岩直接接触，因而有机会与后者发生交代作用和同化作用，给有关类型的矿床的形成提供了必要的前提；③侵入岩体的原生流动构造和原生裂隙构造大多数集中在这一地带内；④由于岩浆强行贯入，使围岩产生一系列裂隙；⑤侵入岩体在冷凝收缩或发生调整运动时，可以同围压之间产生剥离，形成减压空间。加之，侵入接触面是不同岩性形成的构造薄弱带，所以在区域构造动力作用下易于张开，甚至滑动，造成裂隙。由于上述种种原因，便导致这种地带对于矿床的形成具有多种多样的有利因素，提供物质条件和构造空间条件。直接受侵入接触带控制的矿床(例如，接触交代型矿床)集中在这里；由流层、原生节理及原生断层控制的矿床(包括岩体外层的某些岩浆分结矿床、伟晶岩矿床和各种热液矿床等)也主要发育在这里。

侵入接触带常见的特别有利成矿部位有如下几种(陈国达，1978；翟裕生，1988；翟裕生等，1993)：

(1)岩凸

侵入岩体的凸出部位，包括在剖面上相当于顶板围岩的界线朝上方弯曲部位(图11.14)，以及在平面上相当于侧旁围岩的界线弯入部位，特别是前者尤为重要。岩凸是岩蓬里面矿体特别集中的部位。其原因可用图11.15解释。当岩浆侵入以后，从它里面析出来的气体上升到接触带时，遇到岩凹便被分散开来，向侧旁岩凸的顶部集中，由于集中的气体的强大压力，该处岩石最易发生破裂。于是岩凸顶端上方的围岩以及岩蓬中已固结形成的岩石均被裂开，出现许多原生裂隙(主要是原生节理)。跟着气体沿裂隙侵入，岩蓬下面压力减小，上面的围岩以及岩蓬本身向下陷落，发生原生断层(部分这种断层是利用原生节理发展而成的)。以后如再有岩浆活动上升，也可在该处进一步发展节理及断层。气体带来的有用矿物以及沿裂隙上升的热液带来的矿物便得以在这些裂隙中形成矿脉。

图11.14 侵入接触构造各种控矿地质构造

(据翟裕生)

A—裂隙带附近矿体；B—热液蚀变接触带中的矿体；C—岩层下矿体；D—岩体顶部矿体；E—岩体超覆部位矿体；F—捕虏体内矿体；G—接触断裂带中矿体；H—岩体凹部矿体；I—陡倾接触带矿体；J—岩体与岩脉交叉部位矿体；K—背斜轴部矿体；L—接触层间破碎带矿体；M—底部接触带中矿体；N—再度侵入岩体中伴生矿体；O—岩体原生裂隙中的矿体

图11.15 岩凸成为有利成矿部位的原因及过程示意图

(据McRinstry)

1—矿脉；2—断层；3—岩缝；4—岩心；5—破裂

对于接触变质或接触交代型矿床，以至断裂充填型矿床来说，由于岩凸顶部是热力集中的所在，围岩又破裂厉害，对变质和交代以及充填的进行可起促进作用，故为这些类型矿床形成的最有利构造部位之一。

河北某接触交代型铁矿，在闪长岩侵入体的一些岩凸的顶部与中奥陶统上段灰岩的接触带，其比较平缓之处，是大型矿体常见的所在地(图11.16)。

湖南某多金属矿床在花岗闪长岩侵入体顶部与泥盆系变质大理岩接触带的岩凸地段，矿体较为多见(图11.17)。

(2)岩凹

侵入岩体的凹入部位，在剖面上相当于顶板围岩的悬垂体，在平面上则相当于侧旁围岩作半岛状伸出部位。这种部位接触面加宽、围岩裂隙较多、岩体冷缩时可形成新月状裂隙等原因，对于许多其他类型的矿床，例如，侵入接触带控制的接触交代型矿床，接触带内外裂隙中的热液充填或充填交代型矿床等来说，常为有利构造部位之一。例如，湖南某矿、河北某地接触交代型铁矿(图11.18，图11.19)，大冶铁矿(图11.20，图11.21)的一些矿体均产于这种构造部位。

图11.16 河北某接触交代型铁矿的一个地质剖面

(据518地质队)

1—第四系；2—中上石炭统；3—中奥陶统上段；4—铁矿体；5—蚀变闪长岩；6—闪长岩

图11.17 湖南某金属矿床的一个地质剖面图

(据中南矿院)

1—灰岩；2—页岩；3—大理岩；4—花岗岩；5—石英斑岩；6—矽卡岩型矿床；7—石英硫化物矿脉

图11.18 河北寿王坟产于侵入体凹入部位的矽卡岩型铜矿

(据河北地质局)

图11.19 岩凹部位的接触交代型铁矿体的一端，地表出露部分的素描图

(据河北518地质队)

1—中奥陶统灰岩；2—闪长岩体；3—铁矿体

图11.20 湖北大冶岩体凹部特别是

岩体超覆围岩地段矿体富集

(据609地质队)

1—闪长岩；2—石榴子石、透辉石、红柱石矽卡岩；3—蚀变闪长岩；4—大理岩；5—透辉石矽卡岩；6—闪长玢岩岩墙；7—铁矿体；8—含黑云—透辉石闪长岩

其次，在岩凹部位，当黏稠性较大的岩浆流过该处时，受围岩凸出部分的阻碍，常常形成极厚的边界层，可以产生涡流运动。因之岩浆流动方向往往发生转折或弯曲，其中的金属矿物易于凝聚，有时成为晚期岩浆矿床的富集地段。

(3)接触带其他产状变化部位

特别是拐弯较为急或较为明显的地段，也是成矿的有利部位。河北某铬铁矿的分异式矿床，即以超基性岩(纯橄岩、橄辉岩等)岩体与围岩(太古宇)的侵入接触带拐弯处，作为成矿的有利构造部位之一(图11.22)。某铅锌矿矿体多产于花岗岩与围岩接触的产状变化处(图11.23)。

(4)侵入接触带超覆围岩地段

在侵入接触带的火成岩体超覆于围岩之上的地段是最有利的成矿构造部位之一。例如，湖北大冶铁矿、河北某接触交代型铁矿床(图11.24)。

在岩体超覆围岩而接触带产状又有急剧变化、拐弯起伏处，在倒置的岩凸里可形成楔状矿体或矿柱(图11.25)。它们有时沿围岩裂隙或有利岩层下伸颇远，当其上端剥蚀去后，便似与岩体无关。

岩体超覆围岩地段成矿，其原因可能为：①岩体冷缩产生接触面裂隙；②岩体沿接触面错动形成接触面破碎带；③围岩的有利岩性或裂隙带。

图11.21 鄂东某铁矿区的接触—断裂型矿体及力学分析

1—堆积层；2—大理岩；3—白云质大理岩；4—石英闪长岩；5—石榴子石、透辉石及红柱石、透辉矽卡岩；6—铁矿体

图11.22 河北某超基性侵入岩体顶、底盘和岩体中部控制的矿体

(据河北第八地质队)

1—第四系；2—太古宇片麻岩体；3—纯橄榄岩；4—铬铁矿体

(5)侵入接触带与围岩中的非整合面交会地段

当侵入接触带与围岩中上下地层，特别是不同岩性的地层之间的不整合或假整合接触面相遇的时候，由于后者是构造的弱带，有利于矿液进入，因而形成矿体。湖南某多金属矿床石英斑岩接触带与元古宇震旦系板溪群千枚岩和石炭系灰岩的不整合接触面交会处，靠近侵入接触带附近有矿体产出(图11.26)。

不同岩性的地层间的非整合面与侵入接触带相交成为有利成矿的构造部位的原因可能是由于这种地层接触面本来已是构造上的弱带，加之两个地层的岩性不同，在褶皱变形时，容易出现张开，矿液便于进入。当上下地层或其中之一是活泼性岩石时，在此条件下，更易起交代作用。

图11.23 接触带弯曲处及岩体超覆围岩处的矿体

1—栖霞灰岩；2—茅口灰岩；3—乐平山系；4—花岗闪长岩；5—矽卡岩；6—黄铁矿体；7—铅锌矿体；8—坑道；9—钻孔

图11.24 河北某岩体超覆围岩地段的矿体

(据518队)

1—覆盖层；2—中奥陶统灰岩；3—闪长岩类岩体；4—矽卡岩；5—铁矿体

(6)侵入接触带同裂隙交会地段

在围岩中存在着裂隙(例如，断层、褶皱中的层间破碎带、背斜轴部的张节理等)的地方，当侵入接触带同它们相迁的时候便易于在该处形成矿体。例如，河北某接触交代型铁矿矿体即产于这些部位(图11.27)。

若断裂形成于岩体外层凝固以后，并从岩体进入围岩，则当矿液沿断裂流动时，遇到裂隙与侵入接触面交会处，矿液便易于利用接触面的构造弱点或已成的构造空间(剥蚀面或滑动面)，沿着它们流散开来，造成板状或毡状的充填(或充填交代)矿体，与裂隙里生成的矿脉相连接，共同构成较大的矿体，二者的交会点往往是矿柱的所在。

(7)捕虏体控制的矿体

在岩体侵入接触带的内带，捕虏体较多，若它们是活泼性岩层的同化残留体，其周围常形成接触交代型矿床。例如，河北某接触交代型磁铁矿，其中一部分矿体即系受中奥陶统灰岩围岩所成的捕虏体控制(图11.28)，浙江建德铜矿中这种矿体也常见(图11.29)。

图11.25 倒置岩凸中所成的矿体

(据翟裕生等)

1—中奥陶统灰岩；2—风化闪长岩；3—闪长岩；4—蚀变闪长岩；5—矽卡岩；6—铁矿体

图11.26 湖南某多金属矿侵入接触带与围岩中两个地层的不整合接触交会处形成的矿体

C2+3—中上石炭统壶天白云质灰岩；Pt2—元古宇震旦系板溪群千枚岩；λπ—石英斑岩；

1—热液充填交代型含铜黄铁矿体；2—热液接触交代型黄铜矿磁铁矿体

(8)较小侵入岩体顶底部接触带控制的矿床

岩盘、岩盆、岩床、岩墙、岩瘤、岩株、岩枝等其顶、底部及边缘与围岩的接触面都常有矿体形成。特别是有些小侵入体底部常可直接见到或探测到矿体。

中酸性小侵入岩体侵入接触带接触交代型矿床，上接触带(顶盘)比下接触带(底盘)发育，因为从岩浆析出的气液其主要运动方向朝岩体顶板；同时该处又有各种有利的构造空间(特别是裂隙构造)。当然，下盘也可成矿，如某花岗斑岩岩盘底部与石灰岩接触带控制矽卡岩型铜矿床(图11.30)。

图11.27 河北某接触交代型铁矿区侵入接触带与断层交会处控制的矿体

(据518地质队)

1—近代堆积；2—中石炭统；3—中奥陶统上段；4—中奥陶统中段；5—闪长岩；6—蚀变闪长岩；7—矽卡岩；8—铁矿体；9—断层

图11.28 河北某接触交代型铁矿6号矿体5号剖面

(据518地质队)

1—灰岩捕虏石；2—闪长岩；3—蚀变闪长岩；4—矽卡岩；5—磁铁矿体

图11.29 浙江建德铜矿第一期黑云母花岗岩闪长玢岩中的

白云岩(a)和砂岩(b)捕虏体

1—第一期黑云花岗闪长玢岩；2—白云岩；3—砂岩；4—矿体；5—含黄铁矿、黄铜矿石英脉

图11.30 某地花岗斑岩岩盘底部的铜矿体

基性、超基性侵入岩体顶底盘及边缘出现的矿床大多属正岩浆矿床，包括熔离矿床、结晶分异矿床，如铜镍硫化物矿床、铬铁矿矿床、铅锌磁铁矿矿床、含磷灰石的磁铁矿床、含铂族元素矿床(图11.31)。它们是岩浆在主要结晶阶段由分异作用形成的。当岩体底盘是平卧或倾斜的，如岩盘、岩盆、岩床等底盘，由于重力作用，金属硫化物矿液或先结晶的金属矿物下沉，富集堆积在岩体底部；对于岩墙、岩株、岩枝等，由于侧分异作用，可在岩体边缘或陡倾的上下两壁皆出现矿体。

图11.31 超基性岩盆底部控制的铜镍硫化物矿床剖面示意图

(据陈国达)

①超基性岩；②铜、镍硫化物矿体

河北某前震旦纪超基性岩体侵位于太古宇片麻岩中，其上下盘富集分异式铬铁矿（图11.22）

桂北某地侵位于前震旦纪四堡群中的基性—超基性岩盘和顺层岩床底部发现铜镍熔离及熔离交代矿体(图11.32)。

图11.32 桂北某铜镍矿区45号岩体铜镍矿富集在波状地段的凹槽内

(据第九地质队)

1—砂岩；2—凝灰岩；3—石英闪长岩；4—辉长辉绿岩；5—辉石岩；6—铜镍矿石

图11.33 安徽某铜矿田29线地质剖面及力学分析

(地质剖面据安徽地质)

1—五通群石英岩；2—黄龙屋龙山组白云质大理岩；3—第四系；4—石英闪长岩(燕山期)；5—矽卡岩；6—磁黄铁矿；7—蛇纹石；8—滑石带；9—铁帽；10—生产坑道

(9)接触—断裂带控制的矿体

由岩体边缘滑动面与侵入接触带二者相结合控制，由于侵入体与围岩的接触面是一个构造薄弱带，故常可被岩体形成后的动力所利用，发展成为滑动面，特别是强硬块状侵入岩同软弱带薄层的沉积岩层相接触的地方，因二者物理性质上差异，表现最为明显。接触面在区域构造运动时易发生破裂，变成有利成矿的空间，是残余岩浆或后来另一期岩浆带来的矿液所充填(或充填交代)成矿体的场所。

安徽某铜矿区东南部一走向北东倾向北西倾角时陡时缓的接触—断裂带，沿断裂带北西盘(上盘)上升，在断层面倾角变缓部位矿体增厚，而在断层面变陡部位矿体变薄(图11.33)。同一矿区另一走向南北的张剪性断层，断面产状变缓处矿不好，而陡处矿富(图11.34)。鄂东某矽卡型铜矿床，岩体形成后在南北向挤压应力作用下沿石英闪长岩与灰岩接触带滑动，形成逆断层，在接触一断层倾角由大变小处产生矿体(见图11.21)。

图11.34 安徽某铜矿田104线地质剖面及力学分析

(地质剖面据812地质队)

1—第四系；2—薄层状大理岩；3—条带状大理岩；4—石英闪长岩；5—矽卡岩；6—矿体；7—断层

侵入岩体与围岩接触带由于走向的变化曲折，加之岩体与围岩在水平方向上相对滑动的结果，同样造成局部引张而利于矿体富集，如鄂东某铁矿(图11.35)。

(10)侵入接触带同有利岩层交汇地带

当侵入接触带与围岩中一些活泼性强的岩层(如碳酸盐岩)相交时，可进行交代作用形成层状接触交代型矿床。若围岩脆性强，裂隙特别发育，则可沿此形成脉状、网脉状热液充填型矿床。

上述诸有利成矿的接触构造带，常互相联系，在同一侵入体矿田内，常常同时出现多种控矿构造，形成复杂类型矿床(图11.36)。

图11.35 侵入体接触—断裂带两侧平移所产生的矿体及力学分析

1—大理岩；2—含透辉石石榴子石大理岩；3—含角页岩条带大理岩；4—石英闪长岩；5—锰铁矿体；6—锰铁矿脉

图11.36 某地锡石—硫化物矿床剖面图

1—中三叠统砂岩（ ）；2—中三叠统砂岩、页岩（ ）；3—中三叠系灰岩（ ）；4—变辉绿岩；5—含斑黑云花岗岩及其过渡带；6—矽卡岩；7—矿体(Cu、Zn、Pb、Be)；8—断层

古生代——古亚洲洋形成与消亡阶段

杨柳坪矿床位于杨柳坪穹状构造体系核部及两翼，围岩为晚古生代一套浅变质岩系；容矿岩石为一套顺层侵位的层状基性超基性侵入体，矿体均产于超基性岩体中下部及与围岩接触带部位，呈似层状－透镜状－脉状产出，部分矿体产于围岩中（图4-19、图4-20）。

1.矿区地层

矿区内出露的地层主要为晚古生代泥盆系、石炭系及二叠系，另沿沟谷有少量第四系分布。

泥盆系是组成杨柳坪穹状构造的主体岩石地层，矿区内出露泥盆系中上段。主要为一套灰色、深灰色含碳质及绢云母板岩、千枚岩、绢云石英片岩为主与灰色、深灰色中薄层含碳质石英岩，石英（片）岩呈不等厚互层的岩石组合，层内夹少量灰色、深灰色中薄层状细晶大理岩、含石英大理岩，厚度大于1500m。主要出露于杨柳坪穹状构造核部，岩层受后期变形作用的改造，层内顺层剪切形成的劈理化带及顺层掩卧褶皱普遍发育。该套岩石整体呈灰色、深灰色，以含碳质浅变质碎屑岩为特征，区内的大部分基性—超基性岩体均侵位于该套地层内。

图4-19 杨柳坪矿区地质图

（据四川地矿局）

1—二叠系大石包组；2—二叠系三道桥组；3—石炭系；4—泥盆系危关组上段；5—泥盆系危关组中段；6—变玄武岩；7—变基性岩脉；8—变辉长岩脉；9—变辉石岩；l0—滑石岩；11—蛇纹岩；12—逆冲断裂；13—地质产状；14—铂镍矿体；15—剖面

石炭系为杨柳坪矿区中上部地层，厚约300～500 m，由一套灰色、深灰色薄层－层纹状石英岩、硅质石英岩、碳硅质板岩、千枚岩、细晶大理岩呈韵律状互层组成，内夹毫米级厚的硅质条带。以大理岩出现与泥盆系分界，以具薄层状－纹层状的砂泥质岩石－碳酸盐岩石夹硅质条带的韵律状产出为标志，可与区域上的石炭系对比。由于该套岩石具有薄层和纹层状特征，其变形比较强烈，顺层褶皱大量发育。

二叠系为杨柳坪矿区的上覆地层系统，根据岩石建造及组合可划分出三道桥组和大石包组。三道桥组（Ps）以一套浅灰色、灰白色中厚层细晶大理岩、含砾屑大理岩、含生物碎屑结晶灰岩为主，夹钙质（绢云母）板岩、千枚岩。该套岩石以中厚层状含砾屑大理岩为特征，厚度大约50～100 m。经变形改造，其砾屑均已被拉伸变形而略显条带状构造。大石包组（Pd）以一套深灰色、灰绿色变玄武岩碳酸盐岩组成2～3个喷发沉积韵律，出露厚度大于500m。玄武岩均已发生变形变质改造，其变质岩石类型有：绿泥阳起石片岩、绿泥绿帘角闪片岩、斜长角闪（片）岩。岩石虽已遭受变形变质改造，但玄武岩的喷发－沉积韵律、杏仁状构造及变形枕状构造局部仍可以识别、恢复。

上述泥盆系－二叠系组成了杨柳坪矿区完整的地层系统，区域上各组之间均为平行不整合接触，并叠加有后期构造剪切变形。含矿的超基性岩体均顺层侵位于泥盆系中段上部及上段下部地层中。

2.矿区构造

杨柳坪矿区的总体构造格架为一个近似于椭圆形各向等轴的穹状构造，亦可称之穹窿背斜。断裂构造不发育，以层间剪切破裂为主（图4-20）。

图4-20 杨柳坪矿区地质剖面图

（据四川地矿局）

1—二叠系大石包组；2—二叠系三道桥组；3—石炭系；4—泥盆系危关组上段；5—泥盆系危关组中段；6—结晶灰岩；7—碳质、粉砂质板岩；8—碳质、粉砂质千枚岩；10—变玄武岩；11—变辉长岩脉；12—变辉石岩；13—蛇纹岩；14—铂镍矿体

（1）总体构造特征

杨柳坪地区平面上呈一个近似椭圆形穹窿状背斜（穹状构造），其南北、东西向延长各约为10km和12km。穹窿状背斜核部宽阔、产状平缓，倾角约在10°～20°；翼部缓倾，向四周倾没，倾角约在20°～40°之间。穹窿状背斜整体构造样式简单，各向对称，枢纽略具NE向或NW 向展布，向北、向西延展至竹子沟、双牛棚一带，由二叠系玄武岩组成一个倒转向斜，其南西翼被后期断裂构造切割改造；其北东翼由川主庙之西向南至鱼日沟尾，由二叠系玄武岩为核部组成一个宽缓对称向斜。上述特征表明，该穹窿背斜的形成经历了由北向南的推覆剪切及东西向挤压收缩的成穹过程，并经历了晚期韧脆性断裂叠加改造的演化过程，为多期变形综合作用的产物。

（2）构造活动与成岩成矿

杨柳坪矿区的穹状构造样式简单，形态并不复杂。但是形成过程具有多期次、多阶段叠加演化的特点，各阶段演化对成矿岩体的控制及改造各有不同的作用。

1）早期火山成穹控制了含矿岩体的侵位及展布：虽然目前尚无确切的同位素年龄资料，但已有相关的地层控制证明，含矿超基性基性岩体的侵位活动发生于海西末期。

根据专题研究认为，区域上自晚古生代以来的裂谷引张活动的持续作用造成了含矿超基性－基性岩体的侵位。其一，海西末期由于区域上裂谷引张造成了区内地层层间的分层剥离作用，形成了垂向的多层构造剥离空间；其二，由于裂谷引张作用具有持续性，陆壳拉薄导致幔源岩浆上涌，造成初始岩浆顶托成穹；其三，由于持续的拉张及幔源岩浆顶托作用造成地壳开裂、幔源岩浆沿裂谷通道上升，并顺层侵位于层间剥离作用形成的层间裂隙中，具多层侵位分布的特征，同时围岩也伴有局部热接触变质。因此，海西末期由于裂谷引张活动导致了晚古生代地层的层间分层剥离作用，形成了容岩及容矿的构造空间，幔源岩浆顶托作用造成了初始成穹。随着陆壳开裂，幔源岩浆侵位造成了大量基性－超基性岩浆侵位，并带来了杨柳坪铂镍矿床。

杨柳坪矿区的含矿岩体规模较大，岩浆演化系列齐全，矿化程度较高；而远离该区则岩体规模变小，岩浆岩系列不全，矿化明显减弱。推测杨柳坪地区在海西期可能为一个古火山机构的中心，并已为后期的构造掩盖或改造。

2）晚期构造成穹对含矿岩体造成叠加改造：该区经历了中生代—新生代的挤压造山作用.在挤压收缩造山机制下，形成了丹巴地区穹状构造体系。印支末期燕山期、喜马拉雅期的构造成穹作用对含矿岩体产生了叠加改造并使之剥露于地表。

3.基性－超基性岩浆岩

杨柳坪矿区范围内岩浆岩分布广泛，主要为与海西期区内裂谷事件相伴的基性－超基性浅成侵入体及广泛分布的海相玄武岩；二者具一定成因演化联系。基性－超基性浅成侵入体主要分布于泥盆系危关组中上段地层内，石炭系及早二叠纪地层内极为少见，且不具规模。二叠系海相玄武岩出露于矿区穹状体的周边，时代均属海西末期。

（1）岩石学特征

矿区内基性－超基性岩体及海相喷发玄武岩均已变质蚀变，原岩物质组分均不易识别，主要岩石类型如下：

1）蛇纹岩。岩石呈灰绿色、墨绿色，细粒纤状变晶结构，变余自形等粒结构，矿物粒径0.2～1mm，块状构造。岩石均已蛇纹石化和部分碳酸盐化。主要矿物为蛇纹石（70%～90%）、铁白云母（10%～15%）、金属硫化物：镍黄铁矿、磁黄铁矿、黄铁矿等（1%～10%），常含不等量的滑石、次闪石、绿泥石以及磁铁矿、钛铁矿、铬铁矿等。蛇纹岩类岩石约占区内超基性岩的20%～40%。根据岩石中滑石及次闪石的含量，可划分为滑石蛇纹岩及次闪石蛇纹岩。蛇纹岩类岩石一般分布于超基性岩体的下部，呈似层状或巨大透镜状，与岩体长轴走向一致，脉厚10余米至180余米，延长100～1500余米不等。岩体与下伏围岩之接触处均具不同程度的角岩化及矽卡岩化，与上覆的滑石岩呈渐变的相变过渡。区内的杨柳坪、台子坪、协作坪及正子岩窝下部含铂镍铜矿体均产于这种岩石内。

2）滑石岩。岩石呈灰白色，粒状、鳞片状变晶结构，矿物颗粒片径1～3mm左右，片状、块状构造。岩石均已滑石化、蛇纹石化及次闪石化，未见原生矿物残留。主要由滑石（70%～80%）、白云石（10%～15%）、金属硫化物（1%～8%）组成，常含少量的蛇纹石、次闪石、绿泥石、黑云母及磁铁矿、钛铁矿等。根据岩石中碳酸盐矿物、蛇纹石、次闪石或绿泥石含量的变化，可划分出碳酸盐滑石岩、蛇纹滑石岩、次闪滑石岩、绿泥滑石岩。滑石岩类岩石分布面积约占矿区超基性岩的30%，一般呈脉状、似层状或透镜状，脉厚10余米至200余米不等，产状与地层一致，与蛇纹岩相变过渡，或呈独立侵入体与围岩地层直接接触（与围岩接触处具角岩化）。矿区内打抢岩窝及正子岩窝上部矿体部分赋存于此套岩石内。

3）次闪石岩。岩石呈黄绿色、深灰绿色，粒状、鳞片纤维状变晶结构，局部具堆晶结构，块状构造。岩石主要由次闪石（50%～70%）、绿泥石（20%～40%）、碳酸盐（2%～5%）和不等量的黑云母、滑石、蛇纹石及微量金属硫化物及磁铁矿组成。在岩石中次闪石粒径有变化，一般上部粒度较细，约为1～2mm，下部粒度较粗，可达3～5mm，略具堆晶岩特征。次闪石岩约占区内超基性岩类岩石的10%～20%。岩石因不同程度含黑云母、绿泥石、滑石及蛇纹石可命名为黑云母次闪石岩、绿泥次闪石岩、滑石交代闪石岩等。次闪石岩一般位于超基性岩体上部与滑石岩渐变过渡，或呈独立似层状－脉状侵入体顺地层走向产出，岩体厚一般数米至十余米，延长数十米至近千米。区内该类岩石略显铂镍矿化，但矿化程度较低且不均匀。

4）变质辉长岩。岩石呈灰绿色、淡绿色，细粒纤状变晶结构或变余辉长结构，块状构造。主要矿物由透闪石或角闪石（变质程度较高者）（35%～60%）、斜长石（20%～30%）、黑云母（5%～10%）及少量石英、黝帘石、绿泥石、榍石、磷灰石、磁黄铁矿、黄铁矿、钛铁矿组成。变质辉长岩一般产于超镁铁岩边部或上部接触带，与超镁铁岩相变过渡，部分呈独立脉状侵入体产出，脉厚1～3m至10余米不等，延伸数百米至千余米。约占区内岩体的10%，一般不具铂镍矿化。

由上可知，区内基性－超基性岩浅成侵入岩分布齐全，属于一个完整的裂谷演化的岩浆活动产物。矿区内基性－超基性岩具下部蛇纹岩中部滑石岩上部次闪石岩－顶部变质辉长岩的特点，反映了岩体基性程度的变化和幔源岩浆在上侵过程中具分异演化的特点。王登红等（2003）认为矿区基性－超基性岩也具有科马提岩的岩石化学特征，与邓尹良等人观察到的科马提岩地质现象吻合。

（2）岩石化学特征

杨柳坪各类岩石的化学成分特征见表4-10。蛇纹岩类SiO2的含量为31.30%～42.03%，整体偏低；MgO含量为25.74%～33.15%，低于模拟地幔岩（38.67%）;Fe2O3+FeO含量为（0.64%～6.75%）+（7.44%～9.18%），整体偏高（地幔岩FeO为9.20%）。M/F值为2.06～3.09，明显较低，属铁质系列。

滑石岩类SiO2的含量为38.18%～46.68%，除个别样品外，均介于38%～40%之间，略高于蛇纹岩类；MgO含量为24.65%～26.34%，均比较低，且整体低于蛇纹岩类岩石；Fe2O3+FeO含量为（3.21%～7.92%）＋（8.80～6.60%），均比较高。M/F值为2.29～2.41，属铁质系列。

表4-10 杨柳坪地区基性超基性岩的化学成分　（wB/%）

次闪石岩类SiO2的含量为40.57%～51.02%，均高于蛇纹岩类和滑石岩类，除一件样品高于超基性岩的SiO2含量外，其余在42%～45%之间；MgO含量为21.65%～26.88%，变化较小，Fe2O3+FeO含量为（0.77%～3.09%）＋（6.19%～11.37%），含量比较高。M/F值为1.76～2.89。

变质辉长岩的SiO2含量为49.20%～54.70%，属于正常基性岩；MgO 含量为6.43%～7.70%，明显低于其他岩石类型；Fe2O3+FeO含量为（1.52%～4.56%）＋（5.60%～9.53%），含量变化不大。M/F值为0.8，明显降低。

从上述基性超基性岩至基性熔岩的化学成分特点可知：

1）超基性岩类的SiO2量均偏低（可能存在蚀变影响？），大部分低于模拟地幔岩44.12%的含量（Green和Ringwood,1976），属硅酸盐不饱和岩石系列；Al2O3含量变化较大，大部分高于模拟地幔岩3.81%的含量；Fe2O3+FeO含量平均在10%以上，反映了铁质含量较高；MgO含量均小于模拟地幔岩38.67%的含量；M/F值在2～3之间，属于较低值岩石系列。据以上特征可认为区内超基性岩应属正常系列的铁质超基性岩；

2）矿区内基性－超基性岩类岩石SiO2、Al2、Ca O、Na2O+K2O呈有规律递增，MgO含量、M/F值、MgO/（MgO+TFeO）呈有规律递减，Fe2O3+FeO含量整体变化不大，反映了岩体基性程度的变化特点及同源岩浆分异演化的特征；

3）区内岩石均已变质蚀变，但岩石化学成分特点基本上反映了原岩原始物质组分的特征。中国地质科学院矿床地质所王荫祥（1983）曾对矿区超基性岩类进行了原岩恢复，成果表明，蛇纹岩类下部岩石单元属斜辉辉橄岩，中上部属二辉辉橄岩；滑石岩的中上部及下部原岩属二辉橄榄岩脉、斜辉橄榄岩，次闪石类（包括蛇纹次闪岩、次闪蛇纹岩或滑石交代闪岩）的原岩主体属辉石岩类。因此，矿区变质基性超基性岩岩石类型属斜辉（二辉）橄榄岩－辉石岩－辉长岩系列。

（3）稀土元素特征

本次研究对杨柳坪、正子岩窝及矿区外围的岩石进行了REE分析测试，结果表明（表4-11）：蛇纹岩的∑REE含量为（20.26～35.02）×10-6，平均28.24×10-6；滑石岩∑REE为（40.50～70.91）×10-6，平均54.76×10-6；次闪石岩为（9.2～170.36）×10-6，平均为74.74×10-6。REE丰度值呈有规律性地增高，均远高于球粒陨石值，反映了本区裂谷扩张构造环境富集∑REE的特征。蚀变基性岩类的岩石类型均为（辉石）辉长岩类，∑REE含量为（90.90～180.80）×10-6，平均129.99×10-6，为球粒陨石的10余倍以上，REE丰度值普遍高于超基性岩类，具继承性演化特征。

表4-11 杨柳坪地区基性－超基性岩REE丰度表　（wB/10-6）

REE配分模式可能由于分析原因或变质、蚀变作用影响，有些投点波动较大，但总体趋势近于一致（图4-21），均为LREE中等富集型。REE配分曲线右倾，滑石岩及次闪石岩略具Eu异常；蛇纹岩、滑石岩、次闪石岩和蚀变基性岩的REE分配模式近于一致，表明它们为同源岩浆分异产物；其REE高丰度值表明本区变质超基性岩的REE亏损程度很低，具有富集型地幔的特征。

上述各类岩石的REE总量呈有规律的变化，LREE/HREE比值（、La/Sm）N值及（Gd/Yb）N值均有近似一致的弱负Eu异常，以及相似的REE配分模式曲线，均反映了同源岩浆分异演化的特点。

矿区岩石的高REE总量、LREE富集型特征、同源岩浆分异演化特点及伴随的玄武岩喷发特征，可类比于攀西裂谷阶段的镁铁质杂岩。据董显扬等（1995）研究，杨柳坪矿区该类基性－超基性岩应属“暗色岩”型超镁铁质岩。

图4-21 柳坪矿床基性超基性岩REE配分模式图

（4）微量元素特征

从表4-12可以看出，变质超基性岩富相容元素Cr、Ni、Co，其中蛇纹岩Cr为（2693～3511）×10-6、Ni为（1081～5124）×10-6、Co为（90.76～216.80）×10-6；滑石岩Cr为（3706～3815）×10-6、Ni为（1310～2120）×10-6、Co为（113～153）×10-6；次闪石岩Cr为（420.90～4175）×10-6、Ni为（590～2460）×10-6、Co为（111～176）×10-6。变质超基性岩的Rb、Nb、Ta、Hf、La、Sm、Tb、Yb、Lu等不相容元素亏损，一般均小于（5～10）×10-6,Ba、Zr、Sc含量中等。

表4-12 杨柳坪地区基性－超基性岩REE丰度表　（wB/10-6）

总体上，变质基性岩中微量元素的含量变化较大，Cr含量为（46～234.88）×10-6，极差为188.88×10-6，平均值为147.34×10-6;Ni含量为（51～1084）×10-6，极差为59.30×10-6，平均值76.09×10-6;Co含量为（36～47.28）×10-6，极差11.28×10-6，平均值43.36×10-6。与变质超基性岩相比，Cr、Ni、Co总体含量均低，而相对富V（233.75～418 25）×10-6、Sr（173.69～658.80）×10-6、Sc（26.37～36.18）×10-6、Zr（106.10～187.82）×10-6。其他不相容元素Rb、Ba、Na、Ta、Hf、La、Sm、Tb、Yb、Lu等虽然变化较大，但与超基性岩比较，整体均有不同程度的增高，可能反映了其为岩浆分异演化后期的产物，并且局部遭受了同化、混染或蚀变作用的影响。从图4-22中可见，基性－超基性岩中过渡族元素的球粒陨石配分模式基本一致，也反映了同源岩浆继承性演化的特点。

图4-22 柳坪矿床基性超基性岩过渡元素配分模式图

1.早古生代（古亚洲洋生成与演化）

本区早古生代寒武纪除了北侧唐巴勒地区出现洋盆外，本区仍处于稳定时期，主要是以含磷的碎屑岩夹生物灰岩沉积为主的滨海、浅海环境（图1-15a）。奥陶纪进入了古亚洲洋形成和发展时期（图1-15b，c，d），在伊犁盆地北缘霍城—哈希勒根达坂一带，奥陶纪早期地壳逐渐发生拉张，中奥陶世在博罗科洛地区形成岩浆型被动陆缘。王宝瑜等（1997）曾认为本带奥陶纪为博罗科洛早期裂陷盆地，未出现洋盆，而肖序常等（2005）认为该带为哈萨克斯坦-准噶尔板块内部的准噶尔-巴尔喀什微板块和穆云库姆-克齐尔库-伊犁微板块间的对接带。根据我们对该带的断裂系统众多地质特征综合研究，表明该带有来自地幔的洋壳型超镁铁岩（哈希勒根达坂的二辉橄榄岩）以及奥陶纪伸展型被动陆缘到志留纪活动陆缘斜坡相的火山岩系等地质特征，佐证了本带曾在奥陶-志留纪与西邻哈萨克斯坦的楚-伊犁、肯达塔奥陶-志留纪洋区是相通的，向东与干沟-康古尔塔格奥陶-志留纪洋（李文铅等，2000）连为一起，形成长达上千千米的洋区。本区伊犁洋于晚志留世通过双向俯冲而最终封闭（图1-15e）。

南天山地区洋区的形成要略晚于伊犁洋，早奥陶世受伊犁洋即将打开的拉张应力的影响，在那拉提山西段有非造山“A”型钾长花岗岩侵入（图1-15b）。中奥陶世在那拉提山南缘元古宙缝合带部位又一次出现拉张过程，在拉尔敦达坂地区伴有第二次“A”型钾长花岗岩侵入（图1-15c）。晚奥陶世为洋盆形成期，在那拉提山南缘拉张带上由北向南逐渐打开。早志留世南天山洋开始向北与乌孙-阿吾拉勒微板块俯冲，在位于那拉提古陆缘北侧的菁布拉克一带产生局部拉张环境（图1-15e），有含铜镍矿的基性—超基性岩呈底辟形式侵位（张作衡等，2007）。

从本区东部邻区所出露的蛇绿混杂岩带来看，由北而南出现：古洛沟-乌瓦门、榆树沟-铜花山、霍拉山-库勒以及黑英山-满达勒克-色牙克依拉克蛇绿混杂岩带等。值得注意的是，那拉提山南缘缝合带向东，沿着古洛沟-乌瓦门-包尔图-拱拜子一线的断裂上，除了残存蛇绿岩混杂体外，还断续出露一套非蛇绿岩型基性—超基性杂岩体，侵入时代为前寒武纪及古生代（姜常义等，2000）。因此，作为中、南天山构造带重要分界线的深断裂带曾是一条超长期的活动带。董云鹏等（2005）研究了乌瓦门蛇绿岩形成的构造环境，并提出将榆树沟蛇绿岩带与乌瓦门-拱拜子构造带相连，这一观点值得商榷，因为榆树沟蛇绿混杂岩带北侧的中天山南缘断裂带大片出露志留纪岛弧火山岩及碎屑岩和大理岩，并被泥盆纪花岗岩侵入，其中尚有角闪片岩构造岩块，推断该区带也是早古生代的构造堆叠混杂带。由此，从榆树沟蛇绿混杂岩带在空间构造格局展布上来看，它应为一条独立的蛇绿岩带。我们认为该带向西可能隐伏在哈尔克山北坡构造带内，再向西有可能与邻区吉尔吉斯斯坦伊内里切克套山南缘早、晚古生代叠加的俯冲-叠接带相连的观点（何国琦等，2000，2001）需深入研究。库勒蛇绿岩为最南侧蛇绿岩带，形成时代被龙灵利等（2006）经SHRIMP锆石U-Pb测年确定为中志留世（425±8Ma），改变了该蛇绿岩形成于泥盆纪（高俊等，1996）的认识。另外，下石炭统野云沟组不整合于蛇绿岩之上现象的发现（冯新昌等，2005）以及蔡东升等（1996）在研究塔北及塔中的地震剖面时，证实了石炭纪韦宪期的地层与下伏地层不整合关系的事实，库勒窄洋盆经历时限为志留纪。本带向西南能否与阔克萨彦岭巴雷公蛇绿岩（王超等，2007）相连应值得关注。

根据综合分析，南天山洋盆的演化有由北向南逐渐变新的趋势。这就意味塔里木古陆北缘前寒武纪基底从晚奥陶世到晚志留世从北向南呈后退式不断裂开增生，并脱离了塔里木古陆，形成3条宽带状具有碳酸盐岩台地性质的水下岛链夹于海槽之间（图1-15d，e，f），其中岛链与海槽及洋区交界的斜坡部位出现含有碳酸盐岩滑混岩块并具浊流特征的泥砂质深海沉积。

南天山洋与岛链相同的构造格局在形成与消亡过程经历了复杂构造热事件及变形折返机制。南天山那拉提南缘洋盆根据长阿吾子蛇绿岩的辉石40Ar-39Ar坪年龄439Ma（郝杰等，1993），代表该带蛇绿岩的形成年龄。在同一构造带的哈尔克山北坡，特克斯蓝片岩中多硅白云母40Ar-39Ar坪年龄为415.37±2.17Ma（高俊等，1994），硬柱石蓝闪片岩相变质年龄为415～408Ma（高俊等，1996），代表了俯冲期年龄值，那拉提山高温低压碰撞花岗岩的年龄为378Ma，并一直延长到327Ma（蔡东升等，1996），长阿吾子高压低温变质带蓝片岩的年龄为350.89±1.96Ma（肖序常等，1992），上述同位素年龄值均反映了那拉提山南缘洋盆经历了泥盆纪至早石炭世陆-陆碰撞作用。据董云鹏等（2005）研究，榆树沟蛇绿岩带形成时限为晚奥陶世（440±18～439Ma），其中高压麻粒岩相变质蛇绿岩地体可以看作大洋岩石圈俯冲至40～50km的深处地壳经受变质后抬升后出露于现今地表的特殊地体（其SHRIMP锆石U-Pb年龄392±7Ma）（周鼎武等，2004），该带碰撞型花岗岩时代为420～350Ma。因此，本区洋盆向北俯冲事件应发生于中志留世（图1-15e），碰撞作用发生于晚泥盆世，并于晚石炭世进入碰撞后的陆内造山演化阶段。

2.晚古生代（古亚洲洋消亡）

西天山地区由泥盆纪开始进入了新的构造演化期。早泥盆世在博罗科洛地区转入伊犁洋关闭后的挤压抬升造山阶段，同时发生由南向北的逆冲推覆构造并有花岗岩侵位。由此古亚洲洋的板块运动进入了早期碰撞造山阶段。南天山地区仍是沉积区，霍拉山-库勒微洋盆已经关闭。根据南缘黑英山-满达勒克蛇绿混杂岩带硅质岩中所发现泥盆纪—早石炭世放射虫化石（舒良树等，2007；李玮等，2007）来看，这是一条泥盆纪最晚时期的窄洋盆，其他地区仍处于碳酸盐岩台地夹海槽环境（图1-15g，h）。中、晚泥盆世博罗科洛地区进入造山后的松弛阶段，巴音沟一带裂陷最深，为早石炭世北天山巴音沟裂陷洋盆奠定了基础（图1-15h）。

早石炭世艾比湖—巴音沟一带拉张成洋，洋区南缘的被动陆缘上为别珍套-汗吉尕碳酸盐岩浅海盆地。伊犁盆地一带经受了急剧拉张作用形成一系列张性断陷火山沉积盆地，著名的阿希金矿赋存于弧后型吐拉苏断陷火山盆地的北缘。据野外构造和火山岩物质组分特征分析，阿希金矿的形成与火山活动终止之后的含Au热液沿火山机构边缘断裂对流上涌沉淀作用有关。中石炭世早期巴音沟洋发生双向俯冲作用，其南缘发育了典型的沟-弧-盆体系，通过对野外剖面的分析（见图1-8），该区构造格局由北而南可划分为：①巴音沟-芦苇沟海沟-俯冲蛇绿杂岩带；②奎屯河洋缘火山弧；③三岔河弧前盆地；④达巴特岛弧；⑤吐拉苏弧后断陷火山盆地。上述中石炭世达巴特岛弧是在早石炭世被动陆缘的浅海碳酸盐岩台地上演化起来的（图1-15i，j）。该时期的成矿作用有蛇绿岩中超镁铁质堆晶杂岩中的铬铁矿矿化，达巴特岛弧上的小型斑岩型Cu-Mo矿床，同一构造带上的喇嘛苏斑岩-矽卡岩型中型铜矿床也是该时期形成的。中石炭世晚期北天山（巴音沟）微洋盆俯冲消减后形成具浊流沉积特征的残留海槽沉积环境。伊犁盆地区中石炭世处于开合交替以拉张为主的动力环境而强烈断陷，构成裂谷型火山-沉积盆地。南天山地区由早石炭世到中石炭世具残留海特征的碳酸盐岩浅海盆地不断萎缩，直至晚石炭世最终消亡（图1-15i，j，k）。晚石炭世本区经历了晚期的陆-陆碰撞造山运动，南天山全区抬升隆起，北、中天山地区大型花岗岩岩基侵位于构造隆起区，并在相应低洼地带充填了磨拉石相粗碎屑物（图1-15l）。这时含矿岩浆活动作用极为活跃，在伊犁裂谷带有火山热液-沉积型新源县式可布台铁矿床赋存于硅质岩中。晚石炭世最终的陆-陆碰撞作用后，随之地壳深处的壳幔物质之间遭受激烈交换而上涌，早二叠世在伊犁盆地和阿拉套山、汗吉尕山一带受上涌岩浆喷溢作用而塌陷成裂谷盆地（图1-15m）。早二叠世末，伊犁裂谷带经历了一次短期关闭后又重新打开，但是火山活动逐渐减弱。二叠纪在伊犁裂谷带铜矿化现象极为明显，其中在阿吾勒拉山有克斯布拉克、群吉萨依、克孜勒克藏南、穷布拉克等小型铜矿床，它们都与早二叠世末的次火山岩浆侵入的热液活动密切相关。

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