麻栗坪鐵礦成礦地質特征與成因

吳春章

?

麻栗坪鐵礦成礦地質特征與成因

吳春章1,2

（1.成都理工大學地球科學學院，成都 610059；2.四川省冶金地質勘查局成都地質調查所，成都 610203）

元古界會理群是鐵礦床的重要產出部位。四川會理縣麻栗坪鐵礦床產于會理群通安組四段地層中，為富磁鐵礦的小型礦床，具有典型的熱液型礦床特征。根據該礦床地質特征，與區域上沉積（變質）型、熱液型鐵礦床對比，從礦體的空間分布位置、形態規模、礦石結構構造、共伴生組分等特征進行分析，對礦床成因進行認識，初步認為該礦床為與華力西期輝綠輝長巖體有成因聯系、受構造控制的熱液充填型礦床。

鐵礦；地質特征；熱液充填； 麻栗坪

元古界會理群是鐵礦床的重要產出部位之一，其含鐵層位較多，主要為雙水井組（淌塘組）、因民組。鐵礦床類型主要有次火山巖型（濫山式或東川式）、火山沉積—熱液交代型（鵝頭廠式）、沉積變質型（滿銀溝式）、熱液型等[1，2]。

圖1 大地構造位置圖

1-峨眉山玄武巖2-斷裂帶及編號 3-礦區 4-基底斷裂 5-層狀侵入體、堿性花崗巖 6-中生代裂谷盆地；

①金河—箐河斷裂②攀枝花斷裂③綠汁江斷裂④安寧河斷裂⑤則木河斷裂⑥德干斷裂⑦小江斷裂⑧寧南—會理斷裂

會理麻栗坪鐵礦是一個富磁鐵礦的小型礦床，位于康滇地軸中段東側，南北向構造與東西向構造的復合部位。該礦床產于會理群通安組四段地層中，巖性主要為中至厚層塊狀白云巖和灰巖夾碳質板巖或泥質灰巖，地層厚1 265m～500m[3]。有人認為該礦床為沉積變質成因，產于元古界老地層中，與區內有名的會理拉拉銅礦床中的鐵礦成因類似；有人則認為是熱液充填交代成因。根據近年的野外實地工作及室內研究分析，對比區域上拉拉銅礦床中鐵礦的產出特征，兩者在成因上有差異。拉拉銅鐵礦賦存在河口組中上部變質火山巖中，其通安組中并未發現有規模礦體，礦石組構具有典型的沉積變質成因特征[4]，而麻栗坪鐵銅礦賦存在通安組的白云巖中，與巖體的關系更為密切。

1 成礦地質背景

會理縣麻栗坪鐵礦區地處揚子準地臺西緣，康滇地軸中段東側，屬康滇地軸與上揚子地臺過渡部位的攀西裂谷構造帶，區域上斷裂構造發育，主要以南北向的構造為主，次為北東～東西的斷裂構造（圖1）。

區域內地層主要有下元古界的通安組（Pt1）、力馬河組（Pt1），震旦系上統燈影組（Zb），以及寒武系、二疊系、三疊系、侏羅系、白堊系地層。區域內巖漿巖主要為晉寧期的花崗巖、輝長巖，以及華力西期的閃長巖、輝綠巖等；它們與金、銅、鉛、鋅、鐵礦化關系密切。在會理周邊老地層中鉛鋅礦、磁鐵礦、菱鐵礦、赤鐵礦分布較多，其次為銅礦、金礦等[5]。區內礦產的分布多與構造及巖體關系密切。礦床類型主要為沉積（變質）型、火山-沉積型、構造—熱液型等。會理麻栗坪鐵礦床是區域內與巖漿-熱液成礦作用有關的礦床之一。

2 礦床地質特征

2.1 礦區地質

麻栗坪礦區地質特征較為簡單（圖2），出露地層有通安組四段（Pt14）灰白色中厚層狀白云巖夾灰黑色碳質板巖，巖石較為破碎，為礦區主要的銅鐵含礦層位。受后期巖體的影響，部分地段可見大理巖化明顯。礦區構造主要為近東西向的F1斷層，局部地段受區域南北和東西向的斷層和巖漿侵入作用的影響，次級的褶曲、斷層以及節理、裂隙發育。礦區地層受斷層的作用，發育有順層的層間破碎帶，多為NE向，該組層間破碎帶是該區的主要控礦構造。礦區巖體為華力西期的輝長巖、輝綠輝長巖，具有弱磁鐵礦化，其ω（mFe）在1.0%～9.0%間。礦區鐵銅礦體均分布于巖體邊部及附近，與巖體在時空位置上有著密切的關系。

圖2 麻栗坪鐵礦區南部地質簡圖

1-下元古界通安組四段白云巖夾碳質板巖；2-華里西期輝綠輝長巖；3-斷裂；4-勘探線剖面及編號；5-鐵礦體及編號；6-銅礦體；7-見礦鉆孔及編號

2.2 礦體和礦石地質

礦區共圈有工業鐵礦體3個，編號Ⅰ-Fe、Ⅱ-Fe、Ⅲ-Fe。其中2個鐵礦體頂部共生銅礦體。鐵礦體產于輝綠巖體（ν4）與下元古界通安組四段接觸帶附近的白云巖層間破碎帶中。礦體呈脈狀、透鏡狀產出（圖2、3）。

圖3 麻栗坪礦區3、4勘探線剖面礦體示意圖

1-第四系沉積物；2-通安組四段白云巖；3-通安組四段碳質板巖；4-華里西期輝長巖；5-鐵礦體及編號；6-銅礦體；7-鉆孔及編號

3個鐵礦體控制長50～150m，延深約100m，厚度1.18～6.40m，平均ω（TFe）33.13%～60.43%，ω（mFe）為17.80％～50.25%；伴生銅ω（Cu）0.03%～1.0%。其Ⅰ-Fe、Ⅱ-Fe頂部共生的銅礦體厚2.21～3.17m，ω（Cu）為0.34%～1.66%，局部地方伴生ω（Au） 0.91~1.13g/t。薛步高（1993）對康滇地軸不同成因鐵礦床礦石特征的分析研究認為，熱液成因（包含與巖漿和火山作用有關的沉積型礦床）的鐵礦床的礦石礦物以磁鐵礦為主，且伴生有Cu（Pb、Zn）等有用組分；而沉積（變質）型多以赤鐵礦、菱鐵礦為主，基本不含Cu（Pb、Zn）等有用組分[1]。后生一層控型磁鐵礦石以伴生Cu、Co、Pb、Zn為標志特征。沉積型赤鐵礦石以不含多金屬伴生元素可與其他類型相區別。而沉積變質型赤鐵礦石與其他類型相區別在于它以伴生高Mn（0.375%~0.91%）為特征。結合礦區礦石特征顯示，鐵礦體伴生有Cu有用組分（局部地段伴生有Au），且部分礦體頂部共生有銅礦體，表明礦體為熱液成因形成。

鐵礦體礦石礦物主要為磁鐵礦、少量赤鐵礦，脈石礦物主要為石英，少量方解石、黃銅礦。礦石結構主要為半自形-它形細粒結構，其次為填隙、微粒狀結構；構造以致密塊狀構造、浸染狀構造為主，少量角礫狀（圖4）。

礦區鐵礦體與圍巖界線清楚（圖4b、c、d），礦體底部或頂部與圍巖界線處見有角礫狀礦石。礦體具有明顯的硅化特征，石英脈穿插切割，表明礦體為含礦熱液沿層間破碎帶充填形成。

2.3 圍巖蝕變

近礦圍巖蝕變多為硅化、綠泥石化、碳酸鹽化、絹云母化、弱大理巖化等。礦區內圍巖熱液蝕變強度弱、類型簡單，蝕變主要為硅化、粘土化、角巖化、大理巖化、碳酸鹽化以及褪色蝕變，硅化與礦化關系密切。硅化與碳酸鹽化在整個含礦層中均有分布，在礦化層及頂底板上蝕變強度最強；粘土化、褪色蝕變分布在礦化層附近、裂隙周圍及破碎帶中分布，角巖化分布在礦體頂底板處（圖4c、d）。

圖4 麻栗坪礦區礦體特征圖

a. 角礫狀弱礦化硅化白云質礫巖；b. 致密塊狀、角礫狀鐵礦石，Ⅰ-Fe礦體頂部共生的銅礦體，兩者界線清楚；c. Ⅲ-Fe礦體與圍巖界線清楚，石英脈，硅化可見；d. 鐵礦體與圍巖界線清楚，角巖化、硅化、粘土化，礦體頂部可見角礫狀礦石；dol—白云巖；Fe—鐵礦體；Cu—銅礦體；虛線代表礦體與圍巖界線；箭頭指示角礫狀礦石

硅化主要表現為：①SiO2膠結破碎礦化白云巖，使巖礦石致密堅硬；②出現灰黑色次生石英巖；③出現乳白色石英脈。碳酸鹽化主要表現為方解石呈細脈和小團塊充填、白云石顆粒變粗出現重結晶，以及白云石呈細脈充填在礦體中。粘土化與褪色蝕變多迭加在一起，表現為白云巖顏色變淺成黃白色，并出現泥質物（圖4c）。

2.4 礦床成因類型

將區域內各熱液型鐵礦床、沉積型鐵礦床以及礦區鐵礦特征總結歸納列表對比如下表：

通過表中對礦區鐵礦特征與區域上的熱液型鐵礦床、沉積型鐵礦床、沉積變質型鐵礦床的特征進行對比，可以看出：

1）勘查區鐵礦特征與區域上中低溫熱液型鐵礦床特征基本一致。礦體均產于基性、超基性巖體附近圍巖的層間破碎帶中，或接觸帶內外之張、剪性裂隙中，嚴格受斷裂破碎帶控制，呈脈狀、透鏡狀；與圍巖界線清楚，礦體中常包有角礫狀礦石；礦石礦物以磁鐵礦為主，少赤鐵礦，脈石礦物主要為石英，次為黃銅礦；呈致密塊狀、浸染狀、角礫狀；圍巖蝕變較弱，主要有絹云母化、硅化、綠泥石化、碳酸鹽化等。

2）勘查區鐵礦特征與區域上沉積型鐵礦床、沉積變質型鐵礦床的特征顯著不同。區域上沉積型鐵礦床、沉積變質型鐵礦床均賦存于紫色板巖（鐵質千枚巖）、黑色板巖或紫色砂巖、頁巖中，受巖性控制；礦體產狀與圍巖一致，礦體與圍巖無明顯界線，呈漸變關系；礦石呈致密塊狀、浸染狀、鮞狀、豆狀等；圍巖無蝕變。

3 討論

麻栗坪鐵礦床與華里西期輝長巖體有著密切的聯系，在空間位置上表現為緊密相依，且巖體具有弱磁鐵礦化現象，局部地段其ω（mFe）含量為1.0%～9.0%；巖體邊部已發現有受接觸面控制的鐵礦體，表明鐵礦體的成礦物質有一部分來源巖體，鐵礦的形成是基性巖漿演化特定階段的產物[6]。元古界會理群老地層為鐵礦的重要產出部位，發育有很多沉積（變質）型鐵礦床[1，7]，巖體在侵位過程中，沿著有利通道運移，從富鐵的地層中萃取部分Fe元素或與早先形成部分鐵礦體混合一起，從而將成礦物質帶到有利部位富集成礦。筆者認為礦區鐵礦成礦物質部分來源于巖體，部分來源于元古界地層，與會理“石龍式”鐵礦的成礦物質來源相似[6]。

區域熱液型鐵礦床、沉積型鐵礦床、沉積變質型鐵礦床及礦區鐵礦特征對比表

礦床類型控礦構造或層位礦體形態礦體規模礦石質量（TFe）產狀、接觸關系礦石礦物脈石礦物圍巖蝕變礦石結構構造 高溫熱液交代礦床層間斷裂及巖體邊沿之張性裂隙凸鏡狀、不規則脈狀長數十至300m；寬1~10余m＞44％受斷裂控制，與圍巖界線不清磁鐵礦為主，次為赤（鏡）鐵礦石英為主，次為方柱石、黑云母、輝石、長石角巖化、黑云母化、硅化、綠泥石化等致密塊狀、條帶狀、浸染狀 中低溫熱液礦床層間斷裂及巖體內外接觸帶之張、剪性裂隙不規則脈狀長數十至700m；寬0.3~7m45％~65％受斷裂控制，與圍巖界線清楚，常包有礦化角礫巖磁鐵礦、或赤鐵礦、或菱鐵礦為主石英為主，次為黃銅礦等絹云母化、硅化、綠泥石化、碳酸鹽化等致密塊狀、浸染狀、角礫狀 沉積變質礦床賦存于Pt1t1紫色板巖（鐵質千枚巖）、黑色板巖中透鏡狀長數十至160m；厚0.8~20.1m33.86％產狀與圍巖一致，無明顯界線磁鐵礦為主，次為赤鐵礦石英為主，次為方解石等致密塊狀、浸染狀、鮞狀、豆狀等 賦存于Pt1t4紫色板巖（鐵質千枚巖）、黑色板巖中透鏡狀、似層狀長數m至2440m；厚1~47m30％~40％產狀與圍巖一致，無明顯界線赤鐵礦為主，次為磁鐵礦石英為主，次為方解石等致密塊狀、層紋狀、條帶狀、鮞狀、豆狀等 賦存于Pt1tn紫色板巖（鐵質千枚巖）、黑色板巖中透鏡狀、豆莢狀長＜100m；厚1-2m25％~50％產狀與圍巖一致，無明顯界線赤鐵礦為主，次為磁鐵礦石英為主，次為方解石等致密塊狀、層紋狀等 沉積礦床賦存Z2d1底部紫色砂巖、頁巖中扁豆狀、囊狀長數m至780m；厚0~120m30％~60％產狀與圍巖一致，無明顯界線赤鐵礦砂質具膠狀、鮞狀、致密狀等 賦存∈1q含鐵砂巖中薄層狀厚0.5~1m18％產狀與圍巖一致，無明顯界線赤鐵礦石英鮞狀 賦存T3-J1bg、J2y、J2x砂巖、頁巖中豆莢狀、薄層狀長1.5~30m；厚0.1-5m44％~48％產狀與圍巖一致，無明顯界線赤鐵礦、菱鐵礦石英、泥質鮞狀、豆狀 麻栗坪鐵礦產于ν4附近的Pt1t4白云巖層間破碎帶中不規則脈狀、透鏡狀長50至150m；厚1.18~6.4m33％~60%受斷裂控制，與圍巖界線清楚，常包有角礫巖磁鐵礦為主、少量赤鐵礦石英為主，次為黃銅礦等絹云母化、硅化、綠泥石化、碳酸鹽化等致密塊狀、浸染狀、少量角礫狀

注：區域礦床資料主要參考1:20萬區調資料歸納總結。

區域構造發育有南北向和東西向兩組構造，為巖體的侵入及成礦物質的運移提供有利的通道，礦區內受巖體及斷層作用發育的順層層間破碎帶及次級裂隙為成礦物質提供了容礦空間。據區域資料及實地考察，礦區輝綠巖體具有順層侵入特征，且地層主要為白云巖和碳質板巖不等厚互層，其中碳質板巖相當于蓋層為成礦物質的沉淀提供了一個良好的封閉空間，有利于含礦熱液在白云巖層間破碎帶沉淀，從而形成礦體。所以礦區鐵礦體都分布于通安組四段白云巖的層間破碎帶中，而板巖中未發現礦體。

富含Fe、Cu的含礦熱液到達有利的容礦空間，首先進行的為充填作用，含礦熱液充填層間破碎帶及次級裂隙，此階段主要為密度較大的Fe元素先進行的沉淀分離冷凝結晶；隨著溫度和壓力的降低及Fe元素的進一步分離結晶，在底部形成鐵礦體（伴隨著少量的Cu），富銅的含礦熱液與頂部的白云巖發生交代作用，形成銅礦體。從實地考察，含礦熱液與較完整的白云巖主要發生交代作用形成星散狀及浸染狀的黃銅礦，在裂隙發育的白云巖中，沿裂隙面主要進行充填作用形成高品位的黃銅礦、斑銅礦礦體。所以礦區礦體表現為銅鐵礦體共生，鐵礦體位于銅礦體底部，且鐵礦體中伴生有Cu。由于鐵礦體先于銅礦體成礦，富銅的含礦熱液會沿著有利通道繼續運移沉淀的可能，從而導致銅礦體的延伸會更遠，對此在實際工作中也得到了相應的驗證。

4 結論

1）會理縣麻栗坪鐵礦是一個富磁鐵礦的礦床。宏觀上，鐵礦的空間位置分布及成礦物質來源上，與華里西期輝綠輝長巖體有著緊密的聯系。礦體受層間破碎帶及次級斷裂構造控制，賦存于下元古界通安組四段白云巖地層中，礦體呈不規則脈狀、透鏡狀，與圍巖界線清楚，礦體底部可見角礫狀礦石（圖4b、c、d），該礦床表現為受構造控制的充填型礦床特征。

2）該礦床礦體規模較小，礦石以磁鐵礦為主，少赤鐵礦；脈石礦物為石英，黃鐵礦等，具有熱液成因的礦物（磁鐵礦、石英、方解石等）出現[2]，礦體可見硅化，礦脈邊緣及圍巖常有熱液蝕變的現象；鐵礦體頂部共生有銅礦體，且伴生有Cu、Au；其礦石結構構造均顯示具有熱液成因特點，不具沉積成因的紋層狀層理及鮞狀、豆狀構造特征，以上特征顯示礦床應屬熱液成因的鐵礦。

3）綜上，會理麻栗坪鐵礦床為與華力西期輝綠輝長巖體有成因聯系受構造控制的熱液充填型礦床。

[1] 薛步高. 康滇地軸不同成因鐵礦床礦石特征[J]. 云南地質，1993，（01）:74-81.

[2] 賴祥政. 會理新舖子鐵礦成礦地質特征與成因認識[J].礦物巖石，1983，（02）:91-99+120.

[3] 牟傳龍，林仕良，周銘魁. 會理-會東及鄰區中元古代東川群層序地層分析[J].礦物巖石，2000（01）:38-44.

[4] 肖淵甫，孫燕，趙志強等. 四川省拉拉銅礦床有用伴生組分賦存狀態研究[J]. 中國地質，2010，37（02）:463-469.

[5] 陳鈞渝. 四川會理大銅廠銅礦礦床成因及找礦遠景[D].成都理工大學，2012.

[6] 仇定茂. 論四川會理“石龍式”鐵礦的成因及形成機理[A].中國地質科學院成都地質礦產研究所文集（6）[C].:，1985:13.

[7] 王家虎，包玉林. 試論會東地區前震旦紀地層及其含礦性[J].四川地質學報，1982，3（02）:69-70.

Geological Features and Ore Genetic of the Maliping Fe Deposit in Huili, Sichuan

WU Chun-zhang1,2

（1-College Of Earth Sciences, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059; 2-Chengdu Geological Survey, Sichuan Bureau of Geological Exploration of Metallurgical Metals, Chengdu 610203）

The Maliping Fe deposit is confined to the Fourth Member of the Tongan Formation of the Proterozoic Huili Group. It is a small and typical hydrothermal filling magnetite-rich deposit related to Hercynian gabbro-diabase and controlled by structure on the basis of geological features, ore texture and structure and mineral association.

Fe deposit; geologic feature; hydrothermal filling; Tongan Formation; Maliping, Huili

2017-11-08

吳春章（1991-），男，四川宣漢人，研究生，地質學專業

P618.31

A

1006-0995（2018）03-0436-05

10.3969/j.issn.1006-0995.2018.03.020