滇桂個舊-那坡三疊紀弧后裂谷盆地動力學與成礦序列

方維萱，張海，賈潤幸

(1.北京礦產地質研究院，北京100012;2.中色地科礦產勘查股份有限公司，北京100012;3.中色金地資源科技有限公司，北京100012)

滇桂個舊-那坡三疊紀弧后裂谷盆地動力學與成礦序列

方維萱1，2，張海1，2，賈潤幸1，3

(1.北京礦產地質研究院，北京100012;2.中色地科礦產勘查股份有限公司，北京100012;3.中色金地資源科技有限公司，北京100012)

滇桂個舊-那坡三疊紀沉積盆地原型盆地與構造-古地理屬于發育在大陸地殼之上的弧后裂谷盆地。該弧后裂谷盆地具有明顯三向物源特征，一是靠近康滇和屏馬古陸塊附近，發育淺水碎屑巖相序，屬于大陸蝕源巖區形成的沉積組合。二是云南個舊地區以中三疊統個舊組碳酸鹽巖為代表的沉積組序，主體以陸緣海盆內源沉積為主，屬于大陸邊緣裂谷盆地熱沉降形成的沉積組合。三是三疊紀來自沉積盆地底源，地幔熱物質源區的海相火山巖;海底熱水同生沉積-交代作用形成的熱水沉積巖等沉積組合。來自深部地幔熱物質源區的海相火山巖，包括堿性苦橄巖類、堿性玄武巖類和酸性凝灰巖，并伴隨凝縮段中凝灰質硅質巖、硅質巖、深水硅質巖和錳碳酸鹽巖等火山-熱水沉積巖組合。因受地幔熱點控制，形成了個舊-那坡三疊紀弧后裂谷盆地，這種三向物源特征與弧后盆地雙向物源明顯不同。在盆地演化歷史上，該沉積盆地經歷了揚子地塊陸緣石炭紀伸展盆地、二疊紀陸緣裂谷盆地與三疊紀弧后裂谷盆地三個主要演化階段。三疊紀弧后裂谷盆地動力學特征為張剪性伸展作用，受大陸側向擠壓收縮體制控制而發生萎縮封閉。在垂向沉積相序列上三層結構為“下細夾火山巖、中變粗后變細且發育堿性苦橄巖和堿性玄武巖、上粗含煤”。垂向成礦序列結構為“下部為銀銻鉛鋅礦、中部為錫銅多金屬礦、上部為錳-銀鉛鋅礦，頂部為煤礦”。

弧后裂谷盆地;三向物源;相序結構;成礦序列;超大型錫銅多金屬礦床;個舊

0 引 言

弧后盆地形成于活動大陸邊緣，位于大陸邊緣弧附近或島弧帶后側，系與板塊俯沖作用下的弧后伸展作用有關，或由于海底擴張作用在新生洋殼基礎上發育的張裂性盆地(Karig，1971;Sleep and Tok?z，1973;Tamaki and Honza，1991;Marsaglia，1995)。長期以來，弧后盆地是地學界研究熱點之一。在弧后盆地動力學研究上取得了明顯進展，Tamaki和Honza(1991)將現代西太平洋活動大陸邊緣上，弧后盆地形成的動力學機制歸納為5種模式，其中:(1)主動張裂模式為地幔物質上涌和貫入造成板塊開裂。(2)被動張裂模式為軟流圈下沉(軟流圈流動模式Ⅱ)，引起海溝向后移動和弧后板塊后退。(3)地球自轉效應機制，造成軟流圈向海溝方向流動(軟流圈流動模式Ⅰ)。然而，對于地質歷史時期，活動大陸邊緣弧后盆地動力學機制處于探索中，尤其是先期發生過板塊(板片)拼接后，后期在被動大陸邊緣上大陸發生伸展變形過程中，形成了陸表海盆與古陸塊(斷塊構造)并存的盆地-島嶼構造區(方維萱等，2001)。在巖石圈俯沖消減與大陸擠壓收縮體制下，被動大陸邊緣逐漸轉換為活動大陸邊緣。被動大陸邊緣之上陸表海域中，盆-島構造區成為地球動力學體制轉換區，火山島弧-造山帶-沉積盆地耦合與轉換及巖石組合是這種大陸動力學背景下，區域構造學與巖石學-地球化學的物質記錄(方維萱等，2002)。早期板塊之間的碰撞帶(拼接帶)，在后期構造-沉積學演替過程中為重要的構造轉換區域，沿這種巖石圈脆弱帶，常形成來自地幔源區巖漿巖，包括基性-超基性巖、堿性巖、鉀鎂煌斑巖和金伯利巖等，這些物質記錄有助于恢復重建大陸動力學背景與演替進程。

沉積盆地的構造-古地理位置重建，是恢復火山島弧-造山帶-沉積盆地耦合與轉換大陸動力學演替過程的主要方法之一(方維萱等，2002)。弧后盆地發育的地殼類型、巖相學分帶和物源區分析等，有助于恢復重建弧后盆地的構造-古地理位置。在地殼類型上，(1)以大洋地殼為基底的弧后盆地和殘留弧后盆地，構造-巖相學特征主要為發育島弧火山巖和深水碳酸鹽巖，包括拉斑玄武巖、海相火山碎屑巖、火山濁積巖和蝕變火山凝灰巖、深水碳酸鹽巖等，不發育陸源碎屑巖。沉積盆地具有典型雙向物源結構，沉積作用和物源區具有不對稱性。在水平方向上巖相學分帶性明顯，在偏火山島弧帶一側以火山物質供給為主，發育富鈉火山巖，次為火山碎屑巖和火山濁積巖組成的水下扇群。在水下扇群末端，相變為深海相蒙脫石和硅質沉積相;最終，相變為內源深水碳酸鹽巖沉積。(2)發育在陸殼為基底上的弧后盆地，可因造山帶形成、演化為弧背前陸盆地，如北美科迪勒拉和南美安第斯中新生代大規模的弧背前陸盆地。在沉積序列上，具有下粗上細、中間夾火山巖的層序特征。(3)發育在大陸地殼之上的弧后盆地，在物源上具三源性，沉積作用和物源具有極不對稱性。水平方向上巖相學分帶性明顯，一是大陸物源區，靠近大陸一側多發育淺水碎屑巖。二是島弧或擴張中心火山活動處，以火山物質供給為主，發育火山碎屑巖與火山熔巖，并與碎屑流、濁流沉積和深水相共生。深水相巖石組合為水下扇濁積巖、(碎屑流成因的)粉砂質濁積巖、(生物成因的半遠洋)碳酸鹽巖、異地碳酸鹽巖、(生物成因的遠洋)硅質巖。三是以盆地內源沉積碳酸鹽巖為主，靠近大陸一側陸架上，多發育淺海碳酸鹽巖夾多層風暴沉積巖;在盆地沉降中心處，發育深水相碳酸鹽巖。然而，因陸殼為基底形成的弧后盆地，在沉積物源、巖相學和盆地動力學上具有復雜性，這對恢復重建弧后盆地構造-古地理位置和盆地動力學造成了很大難度。

曾允孚等(1995)認為華南右江盆地是在古生代裂谷基礎上形成的復合盆地。莊永秋等(1996)認為本區在晚華力西-印支期地殼發生張裂沉陷，晚燕山期巖漿高侵位，屬于構造-巖漿盆地。方維萱等(2002)提出本區在深部地幔熱點作用下，形成了弧后裂谷盆地;晚燕山期在地幔熱點作用下，形成了大陸垂向動力成礦系統(方維萱等，2001);方維萱和賈潤幸(2011)進一步研究證明本區堿性苦橄巖類是地幔熱物質上涌的物質記錄，為該弧后裂谷盆地形成與演化提供了大陸動力學背景。總之，對于滇桂個舊-那坡三疊紀沉積盆地及鄰區的動力學認識分歧很大(茍漢成，1985;劉仁福等，1988;陳海泓和肖文交，1998;李志偉等，2000;陳翠華等，2003;譚富文等，2004;高陽和張壽庭，2007;張建東等，2007;徐偉等，2008;徐政語等，2010;吳孔友等和劉磊，2010)。在構造-古地理單元與成礦特征上，弧后裂谷盆地和弧后盆地是超大型塊狀硫化物礦床產出的重要地質背景和條件(Huston and Large，1989;李永植，1996;Lentz，1998;Galley et al.，2007)，個舊地區三疊紀沉積盆地具有弧后裂谷盆地特征(方維萱等，2001，2002;方維萱和賈潤幸，2011)，因此，采用構造-巖相學方法恢復重建三疊紀沉積盆地原型盆地、構造-古地理位置及盆地動力學，對確定新的找礦方向具有較大的理論指導意義和價值。本文從弧后裂谷盆地三向物源性、三層巖相學垂向相序結構、區域構造-巖相學相帶對比等角度，對該三疊紀弧后裂谷盆地動力學進行恢復重建。在礦田構造尺度上，探索該弧后裂谷盆地與成礦序列之間的關系。

1 古陸島嶼構造區與同生斷裂帶

本區沉積盆地基底主要有三個構造層:(1)結晶基底構造層，由經歷了中深變質作用的下元古界組成，具有中-高級變質地體特征。大致來看，哀牢山巖群屬下部，厚9000 m，瑤山群屬中下部，厚3600 m，大紅山巖群為上部，厚度大于3800 m。哀牢山巖群和大紅山巖群現今出露在沉積盆地西南側，在東側屏邊出露瑤山群。(2)淺變質褶皺基底構造層，由淺變質的中元古界昆陽群組成，出露于盆地北側石屏-建水-牛首山。昆陽群下部為堿性基性火山巖夾凝灰巖，上部為碳酸鹽巖與碎屑巖，總厚度逾萬米;賦存有著名的稀礦山型鐵銅礦床、東川型銅礦和易門銅礦。格林威爾造山運動(晉寧期)形成了康滇-越北造山帶。由于結晶基底構造層至今尚未獲得較公認的年齡數據，厘定與淺變質褶皺基底構造層的上下關系，但考慮到變質變形程度差異甚大，本文暫作兩類不同的基底構造層。我國四川-云南和越南北部，元古代鐵銅-REE礦床賦存于淺變質褶皺基底構造層。(3)褶皺基底構造層，可以劃分為上下兩個亞構造層。下構造層褶皺較強，但基本未發生區域性強烈變質作用，為震旦紀造山帶垮塌與高原化構造層，是云南主要含磷層位和含銅砂巖層位之一。澄江組底部后造山期磨拉石相序發育，厚度百余米到2000 m，在盆地西側建水和石屏一帶發育，局部形成了沉積巖型銅礦。在東川地區陡山沱組中形成了濫泥坪沉積型銅礦。屏邊-文山一帶發育的屏邊群中，碎屑巖厚度達5000 m以上。上構造層寒武-志留紀(陳懋弘等，2006)為被動陸緣裂谷盆地構造層，在滇東寒武系中，發育的黑色炭質巖系是磷礦和黑色巖系中多元素成礦層位，也是區域重要的礦源層。

這些基底構造層由區域上古陸島嶼和水下隆起主要物質組成;同時，將滇桂個舊-那坡三疊紀弧后裂谷盆地在周緣圍限(圖1)，它們在沉積盆地-造山帶-島弧轉換過程中具重要的構造動力學作用，證明該弧后裂谷盆地是發育在大陸地殼基礎上。

1.1 古陸島嶼構造區

(1)康滇古陸塊-島嶼構造區。康滇古陸塊呈南北向分布于川西-滇中地區，由中元古界淺變質巖系組成。自震旦紀以來，在古地理面貌上呈窄長的高原陸地構造區，屬格林威爾造山期形成的斷褶山系，其后經不斷去頂剝蝕，演化成為高原陸地。在其東側、南側和西側，下三疊統超覆于前三疊紀不同層位之上，暗示曾發生了較大規模的構造反轉。

圖1 揚子地塊西南緣及鄰區三疊紀造山帶-沉積盆地-島弧帶構造轉換格局重建圖Fig.1 Reconstruction of framework transformation for Triassic orogenic belts-sedimentary basin-arc belts in the southwestern margin and adjacent area of the Yangtze Block

(2)越北-屏馬古陸-島嶼構造區。越北地塊元古界變質雜巖與云南屏馬陸塊，屬于同一元古界變質雜巖組成的島嶼群。早泥盆世前，該陸塊長期隆起遭受剝蝕。康滇與越北古陸屬于揚子地塊的組成部分，對于古生代陸表海域演化具有明顯控制作用，對二疊-三疊紀沉積盆地-造山帶-島弧帶轉換與演替過程具有較強的制約作用。

(3)哀牢山古陸。哀牢山造山帶在中-晚三疊世開始隆起成山，控制和影響其西側思茅-墨江弧后前陸盆地和東側楚雄后陸盆地形成與演化(方維萱等，2002;張志斌和曹德斌，2002;譚富文等，2004;戚學祥等，2010)。哀牢山造山帶位于個舊三疊紀盆地西南側，因三疊紀隆升造山作用，阻斷了個舊-建水與越北黑水河三疊紀海域連通，在沉積盆地-造山帶-島弧轉換過程中起到了十分重要的作用。

三疊紀期間，除上述三個較大古陸塊外，在區域上尚有一系列較小古陸塊，經剝蝕后形成的水下隆起(海山)和水上島嶼構造區，它們不但控制了古生代陸表海盆演化，也是沉積盆地的蝕源巖區，如云開和大明山陸地(水下隆起)、楚雄中央隆起帶和水下隆起。

1.2 同生斷裂帶與盆地動力學分析

確定同生斷裂帶位置的構造-巖相學標志十分清晰，一是二疊-三疊紀發育震積巖相帶、滑塌角礫巖相帶和重力流沉積相帶組合，它們之間迅速相變，揭示同生斷裂帶強烈活動造成的海底沉積物發生再沉積。二是三疊紀裂隙式火山噴發形成了帶狀火山巖相帶和火山鏈，同生斷裂帶為深部地幔熱物質提供了上涌的構造通道。三是相變強烈且相鄰的相體結構不對稱，地層厚度能夠揭示斷層生長指數。這些構造-巖相學結構屬于對同生斷裂生長過程的沉積相記錄和沉積學響應。據以上標志恢復了控制盆地形成演化的主要有五條同生斷裂帶，它們均屬于一級控盆同生構造，發育的次級同生斷裂則控制了沉積盆地內部同生角礫巖相帶和沉降中心。

(1)建水-彌勒-師宗-晴隆北東向同生斷裂帶。以現今方位看，走向北東，傾向北西，傾角40°～60°，現今構造特征為壓剪性斷裂-褶皺帶。根據同生角礫巖相帶等構造-巖相學恢復，在二疊-三疊紀，該同生斷裂帶傾向南東，三疊紀末期發生構造反轉。二疊紀玄武巖沿該同生斷裂發育，其北側路南-羅平鉆孔在442 m和1290 m揭露到昆陽群，南側羅平鉆孔深達3656 m，仍為下二疊統(莊永秋等，1996)，說明該同生斷裂帶屬于盆地基底斷裂，且切割深達地殼硅鎂層，具有控制區域構造動力學的作用。它控制了個舊西區石炭-二疊紀火山巖分布范圍，對銀鉛鋅礦-銻礦-錳礦-鋁土礦礦床具有明顯控制作用。

在三疊紀，建水-彌勒-師宗-晴隆以北西地區，主體發育陸源淺水碎屑巖相和淺海碳酸鹽臺地相，揭示可能發育北東向同生斷裂帶。該盆地的北西邊界被康滇古地塊分隔。在沉積盆地內，發育次級北東向同生斷裂。該同生斷裂帶在建水-彌勒南控制了二疊紀火山巖分布范圍。因哀牢山造山帶限制，該同生斷裂帶最終消失在哀牢山造山帶東北側(建水縣城)。

(2)南盤江北東向同生斷裂帶。位于建水-彌勒-師宗-晴隆北東向同生斷裂帶東南方向，二者走向大致平行。南盤江同生斷裂帶控制了三疊紀沉降中心和沉積中心。在個舊地區，石炭-二疊紀火山巖系總厚達3600 m，其火山噴溢相熔巖類和火山噴發沉積相火山碎屑巖類總厚達3200 m，揭示沿該同生斷裂帶發生了較大規模的裂隙式火山噴發。

(3)小江近南北向同生斷裂帶。沿川南-滇東-彌勒-個舊一線，二疊紀具有明顯張裂斷陷特征，沿該同生斷裂帶形成了近南北向二疊紀玄武巖強烈的裂隙式噴發，在該同生斷裂南端，對個舊錫銅多金屬礦集中區具有重要控制作用。該同生斷裂帶西分枝個舊斷裂是個舊東區和西區的分界斷裂，東分枝甲界山斷裂是個舊東區邊界斷裂，該斷裂在深部控制個舊弧后裂谷盆地與越北古陸分離演化。其次級的北東向同生斷裂控制了個舊東區沉積相帶形成與分異，堿性苦橄巖和基性巖沿次級北東向同生斷裂發生火山噴溢。

(4)紅河北西向同生斷裂帶。該同生斷裂帶分隔了哀牢山造山帶與個舊弧后裂谷盆地南西側。在印支期，該斷裂帶具有大規模左行走滑特征(莊永秋等，1996)，在沉積盆地-造山帶-島弧耦合與轉換過程中，該斷裂帶發生的斜沖走滑轉換作用，具有協調揚子地塊西南側與哀牢山造山帶-印支島弧帶之間的區域構造應力場轉換的作用。

同時，該同生斷裂帶在個舊弧后裂谷盆地南部，控制了三疊紀北西向沉積中心，弧后裂谷盆地呈南東-北西向發育，向南東方向延伸到越南北部。在中三疊世，元江-石屏一帶可能為古陸隆起。至晚三疊世，由于哀牢山造山帶發生逆沖推覆，導致該同生斷裂沿北西向活動強烈，形成了平面上楔狀向楚雄方向延伸的三角洲相粗碎屑巖，元江-石屏古陸發生斷陷沉降為水下隆起。晚三疊世諾利期至瑞替期，楚雄后陸盆地逐漸發育，但康滇古陸西側和南側依然圍限了晚三疊世沉積范圍。

(5)開遠-麻栗坡-那坡-靖西弧形同生斷裂帶。在開遠-麻栗坡-那坡-靖西發育向北凸出，北東向-近東西向-北西向弧形同生斷裂帶，根據構造-巖相學相帶恢復在二疊-三疊紀該同生斷裂帶傾向北西、北和北東，三疊紀末期發生構造反轉，形成自南向北的逆沖推覆構造。二疊紀玄武巖、三疊紀玄武巖和蛇綠巖發育，同生斷裂帶北側海底峽谷相、深水重力流沉積相、深水濁積巖相發育。在同生斷裂帶以滑塌角礫巖相帶、同生角礫巖相帶和震積巖相帶為標志。南側發育淺海碳酸鹽巖臺地相、陸源淺水碎屑巖相和殘積鐵鋁質巖和含鋁土礦層位，這是近越北古陸的沉積相帶標志。

該同生斷帶在開遠東林地區與南盤江北東向同生斷裂帶交匯，該區中三疊世火山巖相、火山沉積巖相和淺海相灰巖總厚度達1500 m，火山巖主要有玄武巖和凝灰巖等。

從以上古陸與島嶼構造區格局、同生斷裂帶并結合沉積相帶特征分析(圖1)，滇桂個舊-那坡弧后裂谷盆地動力學特征為(方維萱等，2002;方維萱和賈潤幸，2011):印支期，巖石圈在深部向北東方向俯沖消減，形成大陸擠壓收縮體制，在抬升隆起的哀牢山造山帶西側形成了墨江前陸盆地，東側形成了楚雄后陸盆地。鄰區大陸擠壓收縮體制與本區地幔上涌導致的伸展動力學體制，處于構造動力學體制耦合與轉換過程。本區陸表海盆和古陸塊受到深部地幔物質上涌侵位，形成張裂性伸展動力學背景控制，同生斷裂構造-巖相帶具有網狀發育特征，主體為北東向、北西向和近南北向，其次為近東西向。由于沿這些同生斷裂帶發生斷陷沉降和玄武巖噴發，形成了沉降中心、沉積中心和火山噴發中心。堿性苦橄巖類及堿性玄武巖類代表了深部地幔熱物質上涌形成的火山巖相。沿同生斷裂帶發生斷陷-張裂性成盆作用，為本區盆地演化、構造斷陷沉積和弧后裂谷盆地形成提供了構造動力學背景。深部巖石圈俯沖消減擠壓體制，形成維西-綠春同碰撞火山島弧帶，導致陸殼淺部發生沉積盆地-造山帶-島弧帶耦合與轉換。由于地幔熱物質沿深部網狀張裂性同生斷裂帶上涌，致使地殼淺部發生張剪性伸展作用，最終，弧后裂谷盆地形成并不斷發育，中三疊世主成盆期，與哀牢山造山帶主造山期相一致。三疊紀末期，大陸擠壓收縮體制主導本區構造演化與沉積范圍縮小;同時，原同生斷裂帶發生構造反轉，它們演化為壓剪性斷裂-褶皺構造帶。

2 沉積相序、沉積盆地形成演化史與成礦序列

在一級構造尺度上，本區屬于揚子地塊大陸邊緣西南緣，前三疊紀主要為被動大陸邊緣;從三疊紀開始發生構造體制轉換，逐漸演化為活動大陸邊緣;同期，西側哀牢山造山帶逐漸隆升造山(方維萱等，2002)。在三疊紀，本區屬于構造體制轉換過程，滇桂個舊-那坡弧后裂谷構造域(二級構造尺度)主要構造-古地理單元由島嶼構造、沉積盆地和同生斷裂帶三類區域構造組成。在弧后裂谷盆地屬于弧后裂谷構造域的主要構造-古地理單元類型，在三級構造尺度上，按照平面幾何學與盆地動力學的不同，可以劃分為桂西那坡-滇東富寧-丘北和滇東南個舊-建水兩個一級弧后裂谷盆地(圖1)。

采用構造-巖相學水平相序分異結構和垂直加積相序結構綜合分析，這是恢復重建沉積盆地形成與演化歷史的有效方法之一。從弧后裂谷構造域角度，考慮到揚子地塊西南部陸緣構造演化歷史，滇桂個舊-那坡三疊紀弧后裂谷盆地是在石炭-二疊紀玄武巖裂隙式上涌噴發，形成區域裂陷沉降帶基礎上發育起來的，三疊紀末該盆地萎縮封閉。該盆地屬大陸地殼上發育的弧后盆地沉積相序結構，在大陸邊緣上淺水碎屑巖相和碳酸鹽巖臺地相發育，在島弧帶內火山巖相和火山-沉積巖相發育，屬于海底張剪性伸展作用中心;在近建水島弧帶一側，沉積盆地內發育大量島弧型火山碎屑巖相與火山(熔)巖相，這些火山巖相與碎屑流、火山濁積相和盆地深水相緊密共存，因沉積作用方式多變且沉積速率較高，在垂向和水平方向上交替出現而發生強烈相變。該弧后裂谷盆地的沉積相序列上，具有“下細夾火山巖、中變粗后變細且發育火山巖，上粗含煤”三層結構特征。

個舊-建水一級弧后裂谷盆地經歷了印支期、燕山期和喜馬拉雅期多期構造疊加變形，燕山期巖漿侵位疊加與盆地流體改造。在沉積盆地空間規模上，現今殘留面積4000 km2。總體上充填的地層厚度在萬余米，該盆地周緣出露石炭-二疊紀火山巖和沉積巖系厚達2000～5000 m，火山巖層厚達3600 m;三疊系厚度達5700 m以上。在三疊紀，南北向小江同生斷裂帶將其分隔為個舊東區和建水西區兩個二級盆地，兩個二級盆地內成礦序列具有一定差異。該弧后裂谷盆地中物源具三向性，一是大陸物源區提供的陸源碎屑物;二是海底張剪性擴張中心火山噴發和島弧帶提供的火山物質;三是盆地內源碳酸鹽巖，與盆地熱沉降作用有關。

2.1 石炭紀陸緣伸展盆地構造-巖相學相序結構

在石炭紀，個舊西區建水構造體制與桂西類似，均屬于揚子地塊被動陸緣體制。建水地區以淺海碳酸鹽臺地相和灘礁相生物灰巖為主，局部有深水硅質巖相和海相火山巖，基性火山巖厚達989 m。桂西地區發育深水相鈣屑濁積巖、硅質巖和海相基性火山巖。云南金平-越南黑水河為淺海碳酸鹽巖臺地相和生物碎屑灘相，其后演變為半閉塞臺地相。建水地區發育島弧型海相枕狀基性熔巖(董云鵬和朱炳泉，1999;董云鵬等，2002)，揭示水下島弧開始逐漸形成。沉積相序在水平方向分異強烈，證明沉降和沉積范圍不斷增加，向上沉積水體不斷增深，局部夾海相火山巖，建水地區水下火山島弧代表了強烈擴張中心之一。這種構造-巖相學相序結構屬同生斷裂帶強烈拉張期，導致了盆地基底構造層發生斷陷沉降。構造-巖相學相序結構為“下細夾火山巖”，揭示了“陸殼斷陷、垂向增深、水平范圍擴大、水下島弧發育”的動力學過程，形成了沉積水體增深的垂向相序列。

石炭紀末期，桂東南-滇東南古陸塊曾發生短暫抬升，發育古風化殼和平行不整合面，形成了殘積相鋁土礦礦層和鐵鋁質巖，這是古陸平原化過程的構造-巖相學特征。

2.2 二疊紀陸緣裂谷成盆期構造-巖相學相序結構

在金平-越南黑水河，從早二疊世早期開闊臺地相→晚期半閉塞臺地相→晚二疊世濱海沼澤相，相序結構具有向上沉積水體逐漸變淺序列，沉積盆地逐漸萎縮，屬大陸邊緣擠壓收縮體制下構造-巖相學特征。晚二疊世開始，沿同生斷裂發生了大規模裂隙式基性巖漿噴發，形成了厚達4500 m玄武巖堆積，鎂鐵質-超鎂鐵質侵入巖、科馬提巖與玄武巖(王峰等，2009)，與地幔柱上涌侵位的構造事件有密切關系。

在區域上建水-桂西-黔西地區，棲霞期半局限泥質碎屑巖臺地相超覆在石炭紀殘積相之上，向上沉積水體逐漸加深，沉積范圍不斷擴大。茅口期為淺海碳酸鹽臺地相，局部臺盆深水相發育。巖石組合為含放射蟲硅質巖、硅質巖、鈣質硅質巖、硅質泥巖和硅質灰巖。硅質沉積為凝縮段，代表盆地饑餓期產物。在越北古陸邊緣上，具有向上沉積水體增深的相序結構，殘積相(鋁土礦巖和鐵鋁質巖)→淺海相生物碎屑灰巖相序結構，揭示區域沉降不斷加深，沉降和沉積范圍加大。

沿小江南北向同生斷裂帶和建水-丘北-富寧-那坡弧形同生斷裂帶，堿性玄武巖噴發強烈。在建水一帶，堿性玄武巖溢流相超覆在石炭系上。巖石組合為含橄玄武巖、致密塊狀玄武巖、杏仁狀玄武巖和基性凝灰巖;局部發育英安巖、英安質流紋巖和流紋巖，屬淺海環境中“雙峰式”火山巖。上二疊統玄武巖組底部沉積角礫巖相(玄武質角礫巖和凝灰質灰質角礫巖)、同生角礫巖相和滑塌角礫巖相發育。在茅口組頂部灰巖接觸界面附近，這是火山氣液型銀銻鉛鋅礦主要容礦巖相，常在二疊紀玄武巖中形成銅礦化。與三疊系過渡層位，也是銀銻鉛鋅成礦層位。晚燕山期發生巖漿侵位，在該成礦層位形成了層間疊加改造型脈狀礦體。該成礦層位具有尋找隱伏銀多金屬礦較大潛力。

建水二疊紀堿性玄武巖屬于島弧玄武巖，繼承了石炭紀島弧特征，二疊紀火山巖中有生物灰巖、硅質頁巖和硅質巖夾層，含海相化石。在個舊市西北核桃園-他臘一帶，茅口期海相基性火山巖夾中酸性火山巖厚達2400 m;英安巖和流紋巖厚約240 m。火山噴溢相由杏仁狀、枕狀和致密塊狀玄武質熔巖組成;火山噴發沉積相由玄武質角礫巖、沉凝灰巖和凝灰巖組成，厚達2000 m;構成典型的雙峰式火山巖，主體屬于淺海相。局部出現“紅頂層”延伸到彌勒一帶，屬水上噴發或陸相特點。二疊系超覆在石炭系之上，說明沉積盆地增深且范圍擴大，屬陸緣裂谷盆地主成盆過程，揭示揚子地塊被動大陸邊緣，發生深度裂陷后導致地幔熱物質上涌侵位。

東吳運動區域抬升形成了沉積間斷、古風化殼和不整合面等構造-巖相學記錄。

二疊紀末，本區發生沉積盆地-造山帶-島弧構造轉換過程。沿同生斷裂帶，地幔深部熱物質上涌導致沉積盆地不斷發育成熟。但大陸淺部處于擠壓收縮體制下，本區三疊系洗馬塘組平行不整合在二疊系灰巖和玄武巖之上。在本區西側，哀牢山造山帶已隆升成陸，在墨江形成深層次韌性剪切帶(方維萱等，2002)。

本區銀銻鉛鋅礦成礦系列，賦存在上二疊統峨眉山玄武巖組與下二疊統茅口組之間。在該弧后裂谷盆地西南側石屏大冷山-建水蝦洞一帶，北西向銀銻鉛鋅礦成礦帶發生弧形轉向;至該盆地北東側大莊-中和營-羅平一帶，為北東向銀銻鉛鋅礦成礦帶。這些成礦帶賦存在峨眉山玄武巖組與茅口組之間，銀銻鉛鋅礦體賦存于層間角礫巖帶和斷層破碎帶中。大冷山鉛鋅銀多金屬礦賦存在二疊紀火山巖與三疊紀地層底部，探明了荒田和蝦硐兩處中型銀鉛鋅礦床，多處銀銻鉛鋅和金礦點具較好找礦潛力。

2.3 早-中三疊世弧后裂谷盆地的主成盆期相序分異

印度-奧倫階沉積相序主體為裂陷沉積特征。從屏馬(越北)古陸和康滇古陸邊緣(圖1)到弧后裂谷盆地邊緣和盆地中心，下三疊統底部紫紅色-灰綠色雜砂巖和礫巖是與上二疊統頂部之間的II型層序界面，向上沉積水體逐漸變深，屬陸緣碎屑沉積體系。陸棚邊緣體系域(SMT)中，局部為泥質潮坪相，暗示弧后裂谷盆地再度裂陷與熱沉降過程。

(1)古陸塊邊緣，早三疊世淺水碎屑巖相范圍擴大。

該弧后裂谷盆地北部(康滇地塊東側)，河流-濱海相為紫紅色-灰綠色雜砂巖及礫巖，向上逐漸遞變為粉砂巖夾泥巖、泥灰巖及白云巖，厚度為250～530 m，屬盆地邊緣相帶，代表再度裂陷形成的沉積相帶。早三疊世晚期海侵繼續擴大，濱-淺海相黃色頁巖夾白云巖厚200～300 m，揭示沉積盆地不斷沉降。

盆地中心與盆地邊緣區具有類似沉積組合和沉積環境，沒有發生同生構造作用造成沉積相分異。在建水縣普雄鄉一帶，下三疊統洗馬塘組(T1x)底部與二疊系玄武巖組呈假整合關系，以紫紅色粉砂質泥巖為主;沿走向在底部見砂質礫巖，向上逐漸變為粉晶白云巖夾粉晶灰巖。在建水縣磨黑地區，洗馬塘組以紫紅色含玄武巖屑粉砂質泥巖為主，向上永寧鎮組(T1y)以紫紅色、黃褐色薄層粉砂質泥巖為主。中三疊世在建水-彌勒近南北向，繼承了石炭-二疊紀陸緣裂谷盆地的古地貌，洗馬塘組與二疊系呈平行不整合接觸。

(2)越北(屏馬)古陸北緣那坡-富寧-丘北一帶，早三疊世在南北方向上沉積相分異強烈，沿丘北-富寧-那坡同生斷裂帶，基性-酸性火山巖強烈噴發，屬弧后裂谷盆地沉降中心。

淺海碳酸鹽臺地相區位于屏馬古陸北緣，主要分布在廣南-羅平-開遠一帶，巖石組合為灰巖、泥灰巖、白云質灰巖及泥巖，在羅平局部發育礁灰巖，沉積厚度在2000～2600 m。盆地斜坡相發育，巖石組合為粉砂巖、泥質巖夾泥灰巖、白云質灰巖和凝灰巖等，具有復理石韻律，含有浮游菊石等。早三疊世，沿丘北-富寧-那坡同生斷裂帶發生基性和酸性火山強烈噴發，一直延續到晚三疊世。麻栗坡八步蛇綠巖侵位，該地帶屬弧后裂谷構造域的張裂中心。沉凝灰巖層是尋找金礦的有利層位。

(3)個舊地區，早三疊世晚期同生斷裂發生強烈斷陷，沉積相體分異明顯。

東區下三疊統飛仙關組(Tlf)為紫紅色-灰綠色含沉凝灰質砂頁巖，泥巖零星出露于南部龍頭寨和夾馬坎、北部畔山和欖盤寨等地。在卡房礦田南，與下伏龍潭組為假整合接觸，厚173～389 m。永寧鎮組為灰綠色-黃綠色泥灰巖，夾泥巖和粉砂巖，下部泥巖中含瓣鰓類化石，厚408～457 m;與下伏飛仙關組及上覆個舊組(T2g)均為整合接觸。中三疊統個舊組以塊狀-厚層狀細晶白云巖為主，具有向上沉積水體逐漸變深的沉積層序，屬大陸邊緣開闊臺地相。早三疊世以后發生垂向沉積相分異，早三疊世早期沉積盆地動力學為斷陷-坳陷沉降過程;晚期在區域上普遍發育濱海相泥質灰巖、灰巖、泥巖和頁巖。從石屏(300 m)→個舊西區渣臘(800 m)→攬盤寨(1200 m)(莊永秋等，1996)沉積厚度不斷增加，揭示古地貌具有東高西低特征，沉積相分異逐漸增強，斷陷成盆作用開始發育。

(4)中三疊世安尼階，熱沉降碳酸鹽巖與火山噴發相序結構。

潮坪相、澙湖相分布在個舊-文山一帶，巖石組合為白云巖、白云質灰巖、灰巖和泥灰巖。在局部咸化澙湖相發育，白云巖和白云質灰巖中發育同生角礫巖、巖溶角礫巖，干裂、鳥眼、層紋等構造發育，生物稀少，石膏假象發育。

個舊組(圖2、圖3)潮坪相-咸化澙湖相屬高水位體系域(TST)的沉積組合，但扁豆狀泥質灰巖可能與風暴沉積有關，總沉積厚度在1400～4000 m。個舊組下段卡房段(T2g1)下部發育火山巖、凝灰質灰巖和泥灰巖，向上火山巖層減少變薄。主體為潮坪-澙湖湘，巖石組合為灰色中厚層狀灰巖、深灰色中厚層狀灰巖與灰質白云巖互層。

個舊組潮坪相-咸化澙湖相是個舊錫多金屬礦床成礦控制巖相(圖2)，屬二疊紀大規模火山噴發之后，區域熱沉降形成的沉積相體。海侵體系域沉積組合(TST)發育，以盆地底源為主的海底火山噴發及火山熱水沉積相體發育。在海相火山巖上部，凝灰質硅質巖-硅質巖屬凝縮段(CS)沉積組合，這是尋找與火山熱水沉積成因有關的錫銅多金屬礦層的標志相體。碳酸鹽巖由于局部含膏鹽流失、自身孔隙度大、化學性質活潑等物理-化學特性，在燕山晚期巖漿侵位過程中，為巖漿期后熱液成礦作用的發生提供了良好圍巖條件。

圖2 中三疊統個舊組巖性與綜合相序柱狀圖(據莊永秋等，1996資料修編)Fig.2 Comprehensive column map of lithofacies sequence for the Middle Triassic Gejiu Formation(modified after Zhuang et al.，1996)

圖3 個舊東區中三疊統個舊組巖相柱狀對比圖(南北向為巖相對比方位，據云南有色308隊資料和本文坑道實測資料綜合)Fig.3 Lithofacies columns for sequences of the Middle Triassic Gejiu Formation(mapping and modified after 308 Team of Yunnan Nonferrous Metals Bureau)

安尼期(210 Ma)火山巖分布在個舊組下段卡房段，受盆內北東向同生斷裂帶控制，沿北東向同生斷裂發生裂隙式火山噴發，火山巖呈北東向出露或隱伏于麒麟山-老廠-卡房礦田-田心壩子一帶(圖2、圖3)。安尼期火山巖具有一定規模，火山巖厚20～50 m，薄層厚0.2～1.0 m，單層最厚達30 m以上，累計厚度在180 m以上。火山巖層分布標高范圍在2300～1500 m，南北向斷續總長度在25 km，卡房礦田南部隱伏于地下，寬度在6 km，目前工程揭露和地表出露面積合計在150 km2。

火山巖呈多層狀產于卡房段內，火山巖產狀平緩，傾角在10°～30°，與地層同步褶皺。被燕山期花崗巖侵位影響或破壞，火山巖與個舊組其他巖石共同組成褶皺。火山巖多已發生變質，變質較淺者有橄欖玄武巖，具殘余斑狀和杏仁構造;殘余斑晶主要為橄欖石和金云母，次為輝石和斜長石。基質具變余間粒或變余間隱-交織結構，主要為條狀微晶斜長石呈不規則排列，其間為他形粒狀輝石。變質較深者為陽起石變玄武巖和金云母變玄武巖;原巖恢復為堿性苦橄巖和堿性苦橄質玄武巖類(方維萱和賈潤幸，2011)，與凝灰質白云巖和凝灰質角礫狀白云巖共生。

盆地斜坡相發育在屏馬古陸北緣平遠街-南盤江，巖石組合為黏土巖、粉砂巖、細砂巖和薄層泥灰巖，復理石韻律和平行條帶狀層理發育，具有斷陷和快速補償沉積特征。發育基性和中酸性火山熔巖、火山角礫巖和凝灰巖，夾層有粉砂巖和頁巖，沉積厚度大于5000 m，屬斷陷沉降和沉積中心部位。

(5)安尼階火山噴發沉積相序結構與巖石類型。

安尼階火山巖相序結構為火山爆發相→火山噴溢相→火山沉積相，火山噴發具有三個小旋回(圖2、圖3)，每個小旋回從早到晚，巖石類型為堿性苦橄巖類→堿玄巖類、堿性苦橄巖類→堿玄巖類。第一旋回分布在卡房礦田新建礦坑內、大白巖、新山和竹林礦段地表和坑內、東瓜林礦段坑內和老廠礦田期北山礦段。第二旋回在老廠礦田竹葉山礦段和期北山礦段坑內、麒麟山寨地表，它們均產于卡房段(T2g12-3)。第三旋回產于老廠礦田5號礦體和塘子凹礦段坑內，在塘子凹地區卡房段(T2g15)中也見有基性-超基性火山巖層。

從早到晚火山巖演化序列明顯(圖2)，呈現基性火山巖(堿性玄武巖)→超基性火山巖(玻基輝橄巖類和黃長玄武巖)→基性火山巖(白榴堿玄巖)韻律性變化。個舊卡房礦田內，基性-超基性火山巖十分發育，在大白巖礦段1820 m中段19穿脈，從早到晚為堿性苦橄巖類→堿玄巖類、堿性苦橄巖類→堿玄巖類。從堿性苦橄巖→基性火山巖三個火山噴發旋回，垂向剖面相序結構為:第一相序旋回為海底次火山巖(侵入)溢流相→海底火山爆發沉積相→火山噴發沉積相+碳酸鹽巖沉積(β→Ma過渡相)。第二相序旋回為海底火山爆發沉積相→海底火山噴發沉積相→β→Ma過渡相→火山噴發沉積相→β→Ma過渡相。第三相序旋回為火山爆發沉積相→次火山巖(侵入)溢流-爆發相→淺海相碳酸鹽巖臺地潮下相→局限碳酸鹽巖臺地潮坪蒸發相。沉積水體從下向上逐漸變淺。

構造-巖相學的亞相填圖發現在火山巖層及上下層位中，同生角礫巖相帶為同生斷裂位置，推測為海底火山熱液噴流通道和后期盆地流體運移通道。在卡房礦田，前進礦段1820 m中段16穿SE端與19穿脈NW端相接，(1)視厚度約100 m角礫狀堿玄巖類+海底火山噴氣通道同生斷裂角礫巖相暗示火山噴發中心存在。主體以淺變質巖為主，主要為角巖類和大理巖類，從殘余結構和構造、礦物特征、巖石化學等綜合恢復原巖后，從下到上火山巖變化規律為:堿玄巖類→堿性苦橄巖類→角礫狀堿玄巖類+堿玄巖類→堿玄巖類，巖石組合為堿玄巖類→堿性苦橄巖類→角礫狀堿玄巖類。(2)沉積巖-火山巖相剖面結構從下到上為:潮坪相(β-Ma過渡相)→Ma→β過渡亞相→海相淺成次火山巖溢流相(堿玄巖類斑狀堿性輝石玄武巖亞相)→同生斷裂角礫巖相(海底火山噴氣通道位置，斑狀堿性輝石玄武巖亞相+角礫狀鈦輝石玄武玢巖亞相)→同生斷裂角礫巖相(海底火山噴氣通道位置，角礫狀鈦輝石玄武玢巖亞相)→海相淺成次火山巖溢流相(斑狀堿性輝石玄武巖亞相)。從下向上沉積水體變淺，可能是巖漿侵位造成地殼區域性抬升。

構造-巖相學的亞相填圖(圖4)發現，這些同生角礫巖相帶在空間上有一定規模，且與錫銅成礦有十分密切關系。一是這些火山巖為錫銅的礦源層，Cu、Sn和 F形成明顯異常和富集(圖4中Kg064-Kg072、Kg084、Kg093-Kg098)。二是同生角礫巖相帶發育海底熱水同生蝕變相，可作為海底熱水同生蝕變成巖成礦作用的直接標志。同生角礫巖相帶由于孔隙度和滲透率較高，也是后期改造過程中盆地流體運移的通道和巖漿期后熱液疊加成礦的構造通道。三是同生角礫巖相帶中多發育錫銅礦化，鈦明顯發生富集成礦。個舊銅錫金屬成礦集中區形成，與熱沉降潮坪-澙湖湘碳酸鹽巖夾堿性苦橄巖-基性火山巖層關系密切(圖2、圖3)。其中，占全區總儲量93%的銅和72%的錫，賦存于卡房段下部堿性苦橄巖-基性火山巖及共生相體中;在老廠和卡房礦田內，銅錫礦體集中分布在卡房段(T2g11-3)火山巖相及共生相體中，層狀和似層狀銅錫礦體與地層同步褶曲。

(6)拉丁尼克-諾利克期相序特征為在局限碳酸鹽巖臺地相邊緣，沿同生斷裂帶形成火山熔巖相和火山噴發沉積相，盆地深水相硅質巖和臺凹盆地相。

中三疊統法郎組(T2f)廣泛分布于個舊西區及東區北部水塘寨。該組可分為三段，下段(T2f1)以黃色頁巖、泥巖和板巖為主，夾硅質頁巖、碳質頁巖和泥質灰巖，局部有含錳泥巖，厚400～700 m。中段(T2f2)為泥質灰巖夾灰巖，厚400～800 m。上段(T2f3)以雜色頁巖、凝灰質千枚巖和板巖為主，夾透鏡狀泥質灰巖，厚約1000 m。

拉丁早期(205 Ma)火山巖位于法郎組下部泥質巖層中，分布于個舊西區水塘寨-保和-木花果及木卜嶺一帶。在保和地區可見兩層，單層厚10～20 m。巖石類型為塊狀變玄武巖和角閃石化變余玄武質凝灰巖。

圖4 卡房大白巖錫銅礦段1800 m中段西六穿脈實測構造巖相學的亞相柱狀剖面圖Fig.4 Sublithofacies column of tectonic lithofacies mapping in 1800 m level of the Dabaiyan ore district in the Kafang tin-copper ore fields

拉丁晚期-諾利克期(200 Ma)火山巖形成規模最大，分布在個舊西區賈沙向斜軸部林河村-尼得和德勝沖一帶。他白-孟宗火山活動中心在他白以南，火山熔巖及凝灰巖、碳酸鹽巖和泥質碎屑巖等組成的火山-沉積巖系總厚可達1800 m。火山熔巖有7層，單層厚數十米到300 m不等。他白地區東西兩側，火山巖系變薄，熔巖逐漸尖滅，相變為分布甚廣的凝灰巖相。巖石組合以玄武質熔巖為主，包括杏仁狀玄武巖、塊狀玄武巖和橄欖玄武巖;其次為中酸性和酸性凝灰巖，具典型的雙峰式火山巖特點。

安尼期期末，第一幕印支運動形成了區域假整合和海平面下降，但由于同生斷裂導致斷陷作用強烈，盆地沉降速度大于海平面下降速度，使盆地深水相發展到最大規模。從建水到開遠，北東向盆地深水相是拉丁期I型層序界面(SB1)。碳酸鹽巖臺地相邊緣亞相灰質礫巖、臺地前上斜坡相帶白云巖和角礫狀灰巖等暗示同生斷裂導致斷陷沉降作用較明顯，拉丁期中期海侵擴大，海平面快速上升并達到最高期，海侵體系域細碎屑巖與灰巖互層，夾多層錳礦。錳礦層中普遍發育重力流沉積。拉丁期晚期，隨著海平面回落，在盆地邊緣形成高水位體系域(HST)，具復理石韻律的細碎屑巖類，與上覆卡尼早期碎屑巖間為II型層序界面(SB2)。拉丁-諾利克期，個舊西區火山巖發育，盆地底源物質來源比例明顯增加。

在建水縣蘆寨，中三疊統法郎組含硅質條帶粉晶灰巖、黑灰色硅質巖夾錳碳酸鹽巖(錳礦層)發育，屬典型盆地深水相沉積組合。三級深水臺盆中，硅質巖和含錳巖相體屬于凝縮段(CS)，這是該弧后裂谷盆地饑餓期，對于熱水沉積型錳礦形成十分有利。在弧后裂谷盆地中，堿性苦橄巖類-玄武巖類經海底熱水淋濾，形成富錳熱水體系并沿同生斷裂帶附近，形成了熱水沉積型錳礦層，如建水白顯等地錳礦層，主要產于局限碳酸鹽巖臺地邊緣或臺凹相區。沉凝灰巖層是形成金礦有利巖相層。

2.4 晚三疊世弧后裂谷盆地萎縮封閉期相序

在那坡-個舊三疊紀弧后裂谷盆地個舊-文山一帶，上三疊統僅零星出露或缺失。在北東方向開遠-建水一帶，上三疊統八盤寨組假整合于中三疊統個舊組之上。在麻栗坡縣白石巖，八盤寨組含錳粉砂巖-泥巖直接不整合于上二疊統或泥盆系之上，巖石組合含礫粗砂巖、含錳細砂巖及硅質巖，具有沉積水體向上變淺趨勢，推測是印支造山運動早期的沉積相記錄，由于哀牢山造山帶明顯隆升，造成該沉積盆地南部已開始關閉。

在個舊-文山一帶，上三疊統垂向沉積相序為滯流還原泥質潮坪相炭質頁巖→煤層→河流相粗碎屑巖，揭示沉積水體變淺;頂部粗砂巖-砂礫巖夾多層礫巖等組成的磨拉石相具有山前沖積扇體特征。這種垂向相序結構是向上沉積水體變淺、沉積物粒度變粗、礫石成分由單一變為復雜，最終以粗礫沉積物為相序頂面而結束。海-陸交互環境的磨拉石相標志該弧后裂谷盆地萎縮封閉。

卡尼階初期以含礫粗砂巖為代表陸棚邊緣體系域(SMT)，其上海侵體系域(TST)可能與相鄰的哀牢山造山帶快速抬升有關。在凝縮段(CS)細碎屑巖中，形成了含錳層。最終，高水位體系域(HST)粗碎屑巖成為該沉積盆地封閉層序。

錳-銀鉛鋅和金礦成礦序列賦存于三疊系。早三疊世，桂西南斷陷盆地深水相中形成了東平錳礦。含礦巖相為盆地中心部位的深水相，屬于滯流、低能環境。巖石組合為鈣質泥頁巖、泥質泥晶灰巖、硅質泥晶灰巖、含錳硅質泥晶灰巖和碳酸錳礦層，含錳巖相下部有三層薄層沉凝灰巖。中三疊世，云南斗南錳礦和建水白顯錳礦賦存在中三疊統法郎組。斗南錳礦含錳泥質巖系的巖石組合為粉砂巖、泥巖夾灰巖和錳礦層，形成于盆地斜坡相帶。白顯錳礦含錳碳酸鹽巖系的巖石組合為泥質灰巖、白云巖夾條帶狀含錳硅質灰巖、頁巖、含錳白云巖-含錳灰巖(錳礦層)，與熱水沉積成礦作用密切有關。晚三疊世，含煤碎屑巖系賦存在上三疊統火把沖組中，形成于弧后裂谷盆地萎縮封閉期。

綜上所述，滇桂那坡-個舊三疊紀弧后盆地具有明顯三向物源特征，一是靠近康滇和屏馬古陸附近，發育淺水碎屑巖相序，屬于大陸蝕源巖區。二是云南個舊地區以中三疊統個舊組碳酸鹽巖為代表，屬于熱沉降體制下的陸緣海盆內源沉積。三是三疊紀海相堿性苦橄巖-堿性玄武巖類和酸性凝灰巖、熱水沉積巖相(凝縮段CS中凝灰質硅質巖、硅質巖、深水硅質巖、錳碳酸鹽巖)，它們是沉積盆地底源物質。在垂向沉積相序上，三層結構為“下細夾火山巖、中變粗后變細且發育火山巖、上粗含煤”。

3 討 論

晚二疊世開始，本區受三種不同的大陸動力學背景控制(圖1)，一是因華夏地塊自由南東向北西的俯沖碰撞(梁新權等，2005)，導致云開-玉林一帶褶皺成陸，欽防沉積盆地演化為前陸盆地。二是晚二疊世末，印度板塊向北東俯沖碰撞，導致哀牢山洋盆封閉成陸而影響本區。三是由于二疊紀峨眉山地幔柱垂向上侵，大陸玄武巖大規模噴溢波及本區西部，并導致大陸發生伸展變形，局部斷塊沉降與隆升。這三種構造動力學的耦合使本區更加復雜化。在二疊紀末期-三疊紀初，大陸動力學特征為造山帶-島弧-沉積盆地耦合與轉換過程，個舊地區發育堿性苦橄巖類和堿性玄武巖、英安巖和流紋巖等構成的雙峰式火山巖。堿性苦橄巖類來源于地幔源區(方維萱和賈潤幸，2011)，這些火山巖標志著本區處于強裂陷時期。因此，需要對本區以西的揚子地塊西南活動大陸邊緣到本區，再到本區以東的揚子地塊東南活動大陸邊緣進行綜合對比與分析。將紅河斷裂兩側地質體位置復原，桂西南-滇東南三疊系與越南黑水河、松潘-甘孜三疊系可以對比，共同構成揚子陸塊西緣(任紀舜和金小赤，1996)，本區三疊紀弧后裂谷盆地向西南連通。

3.1 墨江三疊紀前陸盆地-哀牢山造山帶-巖漿島弧帶轉換演替

(1)哀牢山造山帶西側發育韌性剪切帶，揭示大陸擠壓收縮變形事件開始。哀牢山中段墨江金鎳礦床上泥盆統金廠巖組粉砂巖類中發育韌性剪切帶，方維萱等(2004)對其研究和構造篩分后認為該韌性剪切帶屬于多期構造變形產物，早期含鎳金綠色蝕變帶產于韌性剪切帶中，形成于(251.90±4.32)Ma。哀牢山造山帶西側發育前陸沖斷褶皺帶，墨江晚三疊世前陸盆地規模不大(圖1)，但沉降深度較大。

(2)哀牢山造山帶中發育三疊紀巖漿侵入活動。在哀牢山-金沙江造山帶，深變質帶中部發育糜棱狀花崗巖，戚學祥等(2010)研究得到糜棱狀花崗巖中鋯石新生邊年齡分別為(250.2±2.1)～(247.2 ±2.3)Ma，石英軸組構測定(EBSD)結果表明韌性變形變質作用形成于角閃巖相條件(500～630℃)，該花崗巖體形成于俯沖碰撞型構造環境。哀牢山-金沙江深變質帶是早三疊世及以前巖石被俯沖到中下地殼，發生韌性變形變質(10～15 km)后被擠出或隆升到上地殼，揭示了哀牢山深變質巖系中存在三疊紀巖漿活動。

(3)晚二疊世-早三疊世，揚子地塊西緣從斜向洋-陸俯沖碰撞演化為陸-陸碰撞，形成大陸走滑-擠壓收縮體制。哀牢山洋殼向西俯沖碰撞，形成思茅微地塊東側的太忠-李仙江晚二疊世火山巖弧。晚二疊世主弧期火山巖以太忠、南溫橋和李仙江火山巖為代表，沉凝灰巖相是尋找金礦有利巖相。在平行哀牢山造山帶，發育北西-南東方向的拉伸線理，一系列楔形體自北西向南東方向側向擠出，表現為擠壓-剪切走滑造山作用特點。同碰撞型花崗巖在哀牢山造山帶西側，元江縣南溪-魯布及墨江金礦區內發育;晚三疊世南溪序列花崗巖和侏羅紀羊岔街序列二長花崗巖，均屬同碰撞型花崗巖。陸緣巖漿弧形成于大陸走滑-擠壓收縮體制中。

(4)受來自三種不同大陸動力學背景共同影響，本區弧后裂谷盆地的形成與演化，為個舊超大型錫銅多金屬礦床集中區的形成提供了獨特的大陸動力學條件。

3.2 弧后裂谷盆地改造與巖漿疊加期

印支期-喜馬拉雅期，本區主要為構造變形與巖漿侵位疊加。印支期，哀牢山造山帶從西南側向該弧后裂谷盆地發生逆沖推覆，最終導致盆地萎縮封閉。燕山晚期，巖漿侵位與巖漿期后熱液交代和疊加改造、巖漿期后熱液與盆地流體混合成巖成礦。侏羅-白堊紀巖漿活動強烈，堿性輝長巖-閃長巖-花崗巖-堿性正長巖雜巖體侵位，不但形成了巖漿期后熱液交代-充填成礦系統，而且形成了盆地熱流體系統。個舊東區花崗巖體主要隱伏于地表以下200～1500 m，面積在150 km2以上。個舊東區和西區花崗巖體，在較深部位連結成軸向為北西向的橢圓狀大巖基，為個舊超大型錫銅多金屬礦床集中區形成提供了條件。燕山晚期大陸熱點構造形成的垂向大陸動力成礦系統，與先存弧后裂谷盆地成礦序列發生疊加成礦(方維萱等，2001)，形成了超大型錫銅多金屬成礦集中區。

喜馬拉雅期，本區西側紅河斷裂帶發生斜沖走滑作用，并在建水形成堿性斑巖侵位，為金銅礦形成提供了良好條件。任紀舜和金小赤(1996)確定了越南境內馬江古生代地層特征和構造位置，與中國滇東南馬關相一致，紅河斷裂左行滑動最少達400 km。紅河斷裂和哀牢山西側糜棱巖化帶北西向斷續長達1000 km。在本區南側，沿紅河北西向斷裂發育第三紀走滑拉分盆地，并形成石膏礦床和山間斷陷盆地。斷隆造山與斷陷沉降使個舊錫銅多金屬礦床發生表生成礦作用，形成了殘坡積成礦系列。

4 結 論

滇桂個舊-那坡三疊紀沉積盆地，原型盆地屬弧后裂谷盆地。它是在揚子地塊石炭-二疊紀被動大陸邊緣和陸緣伸展盆地基礎上進一步演化形成，屬于大陸地殼背景上形成的弧后裂谷盆地。這種弧后裂谷盆地是控制超大型錫銅多金屬礦床集中區的構造類型之一，成礦序列垂向結構為“下部為銀銻鉛鋅和金礦、中部為錫銅(金)多金屬礦、上部為錳-銀鉛鋅和金礦，頂部為煤礦”。本區具有巨大的尋找隱伏錫銅金多金屬礦和新礦種的找礦潛力，值得進行隱伏多金屬礦和新礦種勘查技術研發和試驗。

陳翠華，何彬彬，顧雪祥，劉建明.2003.右江盆地中三疊統濁積巖系的物源和沉積構造背景分析.大地構造與成礦學，27(1):77-82.

陳海泓，肖文交.1998.多島海型造山作用——以華南印支期造山帶為例.地學前緣，5(增刊):95-102.

陳懋弘，梁金城，張桂林，李文杰，潘羅忠，李容森.2006.桂北-桂東加里東期盆地構造沉降史分析.大地構造與成礦學，30(1):9-17.

董云鵬，朱炳泉.1999.滇東南建水島弧型枕狀熔巖及其對華南古特提斯的制約.科學通報，44(21):2323-2328.

董云鵬，朱炳泉，常向陽，張國偉.2002.滇東師宗-彌勒帶北段基性火山巖地球化學及其對華南大陸構造格局的制約.巖石學報，18(1):37-46.

方維萱，胡瑞忠，高振敏.2001.揚子地塊南緣及鄰區大陸動力成礦系統、成礦系列特征與找礦方向.礦物學報，21(4):561-570.

方維萱，胡瑞忠，謝桂青，蘇文超.2002.云南哀牢山地區構造巖石地層單元及其構造演化.大地構造與成礦學，26(1):33-41.

方維萱，胡瑞忠，漆亮，謝桂青.2004.云南墨江金礦含鎳金綠色蝕變巖的構造地球化學特征及時空演化.礦物學報，24(1):31-38.

方維萱，賈潤幸.2011.云南個舊超大型錫銅礦區變堿性苦橄巖類特征與大陸動力學.大地構造與成礦學，35(1):173-148.

高陽，張壽庭.2007.云南個舊老廠錫礦礦田構造垂直分帶研究.大地構造與成礦學，31(3):335-341.

茍漢成.1985.滇黔桂地區中、上三疊統濁積巖形成的構造背景及物源區的初步探討.沉積學報，3(4):95-107.

李永植.1996.論現代島弧、海溝及弧后盆地系統的熱液沉積成礦作用.海洋通報，15(2):77-87.

李志偉，劉和林，錢祥貴.2000.不整合界面及其后期轉化在金礦成礦中的意義——以滇黔桂毗鄰區金礦為例.大地構造與成礦學，24(增刊):52-57.

梁新權，李獻華，丘元禧，楊東生.2005.華南印支期碰撞造山——十萬大山盆地構造和沉積學證據.大地構造與成礦學，29(1):99-112.

劉仁福，田寶坤，時子禎，郝如錫，李宏臣.1988.滇東南地區中三疊世法郎組含錳建造的地球化學特征.地質找礦論叢，3(4):1-19.

戚學祥，朱路華，李化啟，胡兆初，李志群.2010.青藏高原東緣哀牢山-金沙江構造帶糜棱狀花崗巖的LA-ICP-MS UPb定年及其構造意義.地質學報，84(3):357-369.

任紀舜，金小赤.1996.紅河斷裂的新觀察.地質論評，42(5):439-442.

譚富文，尹福光，許效松，陳明.2004.楚雄前陸盆地的構造特征與沉積演化.大地構造與成礦學，28(3):345-352.

王峰，李國清，張學書.2009.金平-黑水河裂谷地質演化特征與成礦.昆明理工大學學報(理工版)，34(1):12-17.

吳孔友，劉磊.2010.大南盤江地區構造對油氣藏破壞作用研究.大地構造與成礦學，34(2):255-260.

徐偉，劉玉平，郭利果，葉霖，皮道會，廖震.2008.滇東南八布蛇綠巖地球化學特征及構造背景.礦物學報，28(1):6-9.

徐政語，姚根順，郭慶新，陳子炓，董庸，王鵬萬，馬立橋.2010.黔南坳陷構造變形特征及其成因解析.大地構造與成礦學，34(1):20-31.

張建東，彭省臨，楊斌，劉明，王力.2007.云南個舊錫礦遙感信息提取及找礦預測.大地構造與成礦學，31(4):424-429.

張志斌，曹德斌.2002.滇中楚雄中生代盆地的形成、演化及其與哀牢山造山帶的關系.地球學報，23(2):129-134.

莊永秋，王任重，揚樹培.1996.云南個舊錫銅多金屬礦床.北京:地震出版社:1-145.

曾允孚，劉文均，陳洪德，鄭榮才，張錦泉.1995.華南右江復合盆地的沉積構造演化.地質學報，69(2):113-124.

Galley A G，Hannington M D and Jonasson I R.2007.Volcanogenic massive sulphide deposits//Goodfellow W D.Mineral Deposits of Canada:A Synthesis of Major Deposit-Types，District Metallogeny，the Evolution of Geological Provinces，and Exploration Methods.Geological Association of Canada，Mineral Deposits Division，Special Publication No.5:141-161.

Huston D L and Large R R.1989.A chemical model for the concentration of gold in volcanogenic massive sulfide deposits.Ore Geology Reviews，4:171-200.

Karig D E.1971.Ridge and basins of the Tonga-Kermadec island system.Journal of Geophyics Research，76:2542-2561.

Lentz D.1998.Petrogenetic evolution of felsic volcanic sequences associated with Phanerozoic volcanic-hosted massive sulphide systems:The role of extensional geodynamics.Ore Geology Reviews，12:289-327.

Marsaglia K M.1995.Interarc and backarc//Busy C J and Ingersoll R V.Tectonic of Sedimentary Basin.Blackwell Science:299-330.

Sleep N and Tok?z M N.1973.Evolution of marginal basins.Nature，233:548-500.

Tamaki K and Honza E.1991.Global tectonics and formation of marginal basins:Role of the western Pacific.Episodes，14(3):224-230.

Dynamics of Triassic Back-Arc Rift Basin and its Metallogenic Sequence in Gejiu of Yunnan Province to Napo of Guangxi Zhuang Autonomous Region，China

FANG Weixuan1，2，ZHANG Hai1，2and JIA Runxing1，3
(1.Beijing Institute of Geology for Mineral Resources，Beijing100012，China;2.Sinotech Mineral Exploration Co.，Ltd，Beijing100012，China;3.Beijing Donia Resources Co.，Ltd，Beijing100012，China)

The Gejiu superlarge tin-copper polymetallic deposit，located in southeastern Yunnan Province in China，consists of few separate ore fields，for instance，the Malage，Songshujiao，Gaosong，Laochang and Kafang ore fields.This article focused on the study of lithofacies sequence of sedimentary rocks，volcanic rocks，and volcanic sedimentary rocks in the Gejiu superlarge tin-copper polymetallic deposit，as well as the western Guangxi Zhuang Autonomous Region.The tectonic lithofacies analysis and reconstruction of tectonic and palo-geographical location for the prototype basin were used to better understand dynamics of Triassic back-arc rift basin and its metallogenic sequence in Gejiu of Yunnan Province to Napo of Guangxi Zhuang Autonomous Region.

This study revealed that the prototype basin for the Triassic sedimentary basin from the Gejiu of Yunnan Province to the western part of Guangxi Zhuang Autonomous Region might be the back-arc rift basin，and its tectonic palo-geographic location could be developed on the basement of continental crust on the southern-western margin of the Yangtze Block.This basin were filled up by sediments from three-direction source areas，i.e.，First，lithofacies sequence of shallow clastic rocks developed on the margin of the Kangdian-Pingma(Northern Viet Nam)palomassif，which the sequence can be classified into clastic sedimentary associations from the source area of the palomassif.Secondly，carbonate lithofacies of the Middle Triassic Gejiu Group in Gejiu area of Yunnan Province could belong to sedimentation of in-basin source area on sea-basin on the continental margin，which the sedimentary sequence and association could be related to the rifted-basin thermosaging on the continental margin.Thirdly，the Triassic hot-material of mantle derived from the deep part of the basin basement erupted into the basin and volcanic rocks were formed in the basin.At the same time，hot water syn-sedimentation and syn-metasomatism in sea-bed might produce marine altered rocks and hydrothermal sedimentary rocks.Furthermore，marine volcanic rocks derived from the hot-material of mantle origin include alkaline picrite，alkaline basalt，and acid tuffs，accompied by tuffous chert，chert，abyssal chert，and Mn-bearing carbonated rocks.

Tectonic dynamics of this basin could be the Carboniferous extensional basin on the continental margin of the Yangtze Block.Then，the basin was changed into a rifted basin on the continental margin.The Triassic back-arc rift basin on the continental margin might be formed by extrusive rocks of upwelling hot mantle plume，and its dynamics could be shear-extensional tectonic dynamics.The vertical lithofacies sequences are filled by the lower parts which are fine-grained sedimentary rocks interbedding with marine volcanic rocks，the middle parts which are from coarsening-upward sequence to fining-upward sequence with alkaline picrite and alkaline basalt，and the upper parts which are coarsening-upward sequence bearing coal seams.

Metallogenic sequence in the Triassic back-arc rift basin is typified by Ag-Sb-Pb-Zn ores hosed in the lower parts，Sn-Cu-polymetallic ores hosted in the middle part，Mn-Ag-Pb-Zn ores hosted in the upper part，and coal seam at the top layer.

Gejiu of Yunnan;arc-back rifted basin;sediments from three-direction source areas;texture of lithofacies sequence;metallogenic sequence;superlarge tin-copper polymetallic deposits

P542;P611

A

1001-1552(2011)04-0552-015

2010-10-22;改回日期:2011-06-16

項目資助:科技部“危機礦山元素綜合查定和可行性評價技術(編號:2008EG115074)”、昆明中色地科研發項目。

方維萱(1961-)，男，研究員，博士生導師，從事礦產普查與勘探研究。Email:fangwuxuan@tom.com