滑石矿床地质 矿区地质特征
一、滑石成矿地质条件
( 一) 滑石形成的物理化学条件
滑石是典型的热液矿物，是在中—高温条件下形成的，据B.亚恩杰尔等合成滑石的实例证明，滑石是在相当大的压力和温度区间形成的(温度250～775℃;压力120×105Pa～1000×105Pa)。据包裹体测温资料，滑石形成的温度大多在200～300℃。滑石的形成温度与成因类型关系密切，C.A.科连巴乌姆通过计算资料，认为与镁质碳酸盐岩有关的滑石形成温度，比蜕变超基性岩的温度间隔还要大。J.Wicks(1985年)对加拿大魁北克超基性岩退变质作用指出，滑石相的稳定范围在500℃以上。而在500℃以下，随着温度的下降，水的加入，滑石相不稳定，转变为叶蛇纹石。卡斯特等对加拿大沉积硫化物矿床的滑石相研究指出，在海底火山口附近，近300℃的海水可以形成滑石和海泡石。李驭亚(1986)在总结我国富镁质碳酸盐岩类区域变质热液交代型滑石矿床时指出，这类矿床的成矿作用，要求变质热液具较高的pH值(9以上)和较高的温度(300℃左右)。在这种条件下，才能为成矿作用提供大量的热水和SiO2，并测得矿物液相包裹体H2O的δ18O值为+13.54‰～+18.31‰，显然，这类矿床成矿热液来源于区域变质热水。
资料表明，滑石在碱性条件下生长最好。碱性介质条件，不仅SiO2溶解度大，而且使溶解的MgO形成Mg(OH)2胶体，增大热液中MgO的活动能力，有利滑石的形成。因此，形成滑石的物化条件是:①温度为中高温，主要为200～500℃。②压力为(n～100)×106Pa的较宽范围内。③介质条件主要为碱性介质。
(二)滑石形成的物质条件
滑石是镁硅酸盐矿物，MgO和SiO2的供给是滑石形成的物质基础。实际资料表明，滑石的成矿物质是多源的，表现为成矿母岩和成矿热液的多源性。成矿热液包括岩浆期后热液、变质热液和地下水热液。他们除了提供大量的SiO2外，还带来部分MgO。一个滑石矿床的形成往往经历了多期多种来源的混合热液作用。富含镁质的岩石、超基性岩和镁质碳酸盐岩 ( 白云岩、白云质灰岩、菱镁矿) ，是形成滑石最有利的围岩，世界上绝大多数滑石矿床与镁质碳酸盐岩有关。
( 三) 滑石形成的构造条件
构造对于滑石的形成极为重要，许多大型滑石矿床产于断裂构造带中间及断裂的两侧。各种规模的断裂构造，提供了成矿的各种热液和其相关的成矿物质的通道，与大断裂相伴生的次级断裂和各种派生的小裂隙、节理、层间破碎带以及褶皱构造、接触带构造，常是矿体的储存构造。同时，围岩的裂隙可以补偿滑石形成时产生体积膨胀所需要的空间。此外，对于富镁质碳酸盐岩类区域变质热液交代型滑石矿床，向斜构造是重要的构造控制条件。在此条件下，如含矿层之下有隔水层做底板，便为成矿热液的汇集、储积和封存创造了良好的条件，像一个封存的地下水的热水库，为成矿作用提供了丰富的热液( 李驭亚，1986) 。
二、滑石矿床主要成因类型及矿床地质特征
我国滑石矿床成因类型比较复杂，具体分类尚不统一，但大致概括为热液交代型、区域变质型和沉积成岩改造型三大类。
( 一) 热液交代型滑石矿床
按成矿原岩分为两种亚类。
1. 镁质碳酸盐岩蚀变交代型滑石矿床
本类滑石矿床产在白云岩和菱镁岩中，附近常有岩浆岩侵入体。矿体形状多为不规则的似层状、脉状、透镜状、囊状和蠕虫状。矿体成群出现，成带分布，延长可达数千米，但每一个矿体长度一般只有几十米，大的也不过只有几百米。矿石类型为碳酸盐型滑石矿石，主要有块滑石、片状滑石和染状滑石。共生矿物为滑石、白云石、菱镁矿、方解石、透闪石、顽火辉石、透辉石、阳起石、蛇纹石、黄铁矿、磁铁矿等。本类矿床规模巨大，矿石质量很纯，是滑石矿床的主要工业类型。美国的凡尔蒙脱、我国辽宁海城、广西龙胜是最著名的产地。
矿床实例: 辽宁海城滑石矿床
矿区位于辽东隆起区。出露地层是元古宇下辽河群一套变质的结晶片岩、千枚岩、片麻岩、白云石大理岩和菱镁岩等，地层走向北东东。矿区北部广泛分布着基性杂岩和似文象花岗岩以及晚期的辉绿岩、煌斑岩、伟晶岩、花岗斑岩和石英斑岩。矿区内为一大的单斜岩层，构造形态简单，局部地方地层有扭转、摆动、和水平牵引褶曲现象。断层发育，节理丛生，大都呈南北方向分布。
滑石矿床产于菱镁岩及白云石大理岩层中，为热液沿着岩层层面裂隙或断裂交代而成。矿体呈大小不等的扁豆体、透镜体，成群出现 ( 图 7-4) 。矿体与围岩的产状基本一致，但界线不清，需要进行取样，并根据化学分析结果按工业品位圈定矿体。矿体最大延长 500m，平均厚度 35m，最大延深可达 400m。矿体内部常常包含有滑石化菱镁岩、菱镁岩、白云石大理岩等夹石呈小扁豆状残留体。此外，还有形状极不规则的辉绿岩脉贯入体，造成矿体形态十分复杂。
图7－4 辽宁海城滑石矿床横剖面略图(据武汉建筑材料工业学院非金属矿系，1978)
矿石自然类型主要有块滑石、片块状滑石、片状滑石、染状滑石等。矿物成分主要为滑石、共生矿物以菱镁矿为主，并含少量的石英、白云石、磷灰石、黄铁矿、蛇纹石、绿泥石等。块滑石质量最佳，滑石含量达90%以上，有害杂质含量极少。
2.超基性岩蚀变交代型滑石矿床
该类滑石矿床产生蛇纹岩和受到不同程度蛇纹石化的超基性岩如纯橄榄岩、橄榄岩、辉石岩和角闪岩内，附近常有晚期的花岗岩侵入体。滑石矿体常常分布在超基性岩体和花岗岩侵入体相接触的部位，并被后期的脉岩如花岗斑岩、长英岩和石英脉所穿插。矿体形态多样，大小不一，常呈透镜状、脉状或不规则的层状或囊状。由浸染状矿石组成的矿体规模较大，可延长几百米。块滑石矿体一般较小，多呈脉状，厚度在0.5～4m不等。片状滑石多呈小脉，厚度一般在0.5m以下。矿体与围岩界限一般分明，但也有逐渐过渡界线不清的。
矿石中与滑石共生的矿物有阳起石、透闪石、黑云母、绿泥石、蛇纹石及石棉、电气石、方解石、白云石、菱镁矿、磁铁矿、铬铁矿、黄铁矿、黄铜矿及自然金等。矿石质量较高的只是一些小型脉状矿体;而矿体较大的则为浸染状矿石，质量不高。
该类矿床分布很广。例如，我国新疆、俄罗斯乌拉尔和美国的佛蒙特州滑石矿，均属此类型。
矿床实例:俄罗斯米阿斯滑石矿床
矿床位于俄罗斯乌拉尔米阿斯的西南，其中以科斯莫捷米亚诺夫滑石矿规模最大。
矿区出露的地层:西部是沉积变质岩系，主要岩性为石英绢云母绿泥石片岩和石英岩，东部是变质的超基性岩(蛇纹岩)、滑石片岩、绿泥石片岩和石英滑石碳酸盐岩(图7－5)。矿区东北部的蛇纹岩中，有一条北东走向厚约40余米的花岗斑岩脉岩侵入。
滑石矿床产于强烈片理化的蛇纹岩中。出露中部的滑石矿体和蛇纹岩的接触处有绿泥石片岩带，并与矿体呈逐渐过渡的关系。矿体与花岗斑岩脉岩及石英脉的关系密切，并沿着这些脉岩和蛇纹岩的接触带形成滑石矿带。滑石矿体形态极不规则，有透镜状、脉状或株状等，厚度不大，一般为2～3m，但延长可达数十米，最大延深70m。矿体走向主要呈北东向，倾向南东，呈急倾斜，倾角为60°～90°。
图7－5俄罗斯科斯莫捷米亚诺夫滑石矿地质构造略图据武汉建筑材料工业学院非金属矿系，1978)
矿石中共生矿物主要为滑石、绿泥石，其次为磁铁矿、菱镁矿、白云石及少量的磁铁矿、菱铁矿、磁黄铁矿等。
矿石类型可分为三种:
1.块滑石
颜色为绿色或灰色，其中含有绿泥石和磁铁矿，为该矿的主要矿石类型。
2.伟晶鳞片状滑石
主要产于蛇纹岩裂隙内呈小脉状或束状。颜色为苹果绿、浅绿、浅天蓝至灰色，鳞片平均大小为1.5～2cm，鳞片性脆，不具挠性。
3.高纯度的块滑石
颜色为灰白色，质量很纯，无甚杂质。产于第一类块滑石中，多呈扁豆体和囊状体。
(二)区域变质型滑石矿床
该类型矿床系超基性岩及部分不纯的白云岩经区域变质作用形成。主要的含矿岩石有蛇纹石－滑石片岩、绿泥石－滑石片岩、滑石菱镁片岩等。富镁质碳酸盐岩石主要为硅质白云质灰岩，其特征是富含MgO，并有一定量的SiO2。该类型矿床规模大，是滑石矿床重要的成因类型。
我国山东平度滑石矿，成矿作用与区域变质作用密切相关。主要产生在大理岩及斜长角闪片岩中，滑石常具透闪石柱状晶形假象。滑石矿体大部分是在早期形成的区域变质岩———大理岩及斜长角闪岩的基础上，再经过蚀变的结果。引起蚀变作用的热液，是变质作用过程中的产物。
矿床实例:四川省某滑石矿床
矿区位于康滇台背斜小相岭台穹内。出露地层为前震旦系登相营下段，主要是一套硅质条带白云岩、白云质灰岩、白云石大理岩等。地层倾向南东，呈一陡倾斜的单斜岩层构造，由于地层产状摆动，约呈一“S”形弯曲。节理裂隙甚为发育。
矿区内仅见石英斑岩和辉绿岩岩脉，前者分布于矿体西侧、后者直接贯入滑石矿体，局部有绿泥石化现象。滑石矿床产于白云石大理岩中，上下可分为两个矿体，呈脉状或透镜状。上矿体大，下矿体较小，矿体与围岩界线大多清楚，两者产状斜交。共生矿物主要为滑石、白云石、方解石、石英，含少量透闪石和铁质物。
矿床产于白云石大理岩中，片理发育，矿体与围岩界线清楚或不清楚，产状斜交，系由区域变质作用形成。石英斑岩和辉绿岩岩脉侵入时，产生明显的滑石化、硅化，并交代白云岩使滑石更加富集，对矿床形成更为有利。
(三)沉积成岩改造型滑石矿床
该类矿床是20世纪80年代我国地质工作者发现的一种滑石矿床类型，主要分布在我国南方二叠纪地层中，成矿母岩为高镁粘土岩或生物碎屑灰岩，在沉积成岩过程中部分被改造成滑石矿。矿体一般呈透镜状、豆荚状、薄饼状、条带状，沿含矿层分布，长零点几米至几米不等。往往成群出现，层位稳定，并基本上保持了原岩的层理构造，产状清楚，表现出明显的沉积特征，矿物成分以滑石为主，含少量石英、海泡石、富镁蒙脱石或方解石、白云石等。滑石呈鳞片状集合体，粒径在0.01～0.1mm，交代生物碎屑后，仍保留其外形和内部结构，本类矿床矿区及其附近均未见岩浆活动，因此，本类矿床成因，一般认为与沉积成岩的后生改造有关。
矿床实例:四川省南桐滑石矿床
该矿床产于四川东南部的二叠系黑色灰岩中，含滑石的层位于茅口灰岩与栖霞灰岩接触界线附近，即在茅口灰岩的底部与栖霞灰岩的最上部。滑石矿层位稳定，分布范围较大，含矿层厚度数米到20～30m。滑石层呈层状、似层状或透镜状，厚5～40cm不等。(图7－6)含矿层中除滑石外，还有白云质灰岩、石英、燧石结核和生物化石。滑石层在白云质灰岩和燧石结核的两侧，呈流线形状、条带状平行岩层的走向分布。
滑石为黑色块状、团块状、镜下为细小的鳞片状。加热至600～650℃时，由黑色变为灰白色，至1015℃时变为白色，同时硬度变大。矿石化学成分(wB/%)为:SiO2(59.53)，MgO(31.07)，CaO(1.33)，Al2O3(1.25)，Fe2O3(0.55)，有机杂质(1.05)和H2O+(4.85)。
该矿床无论是含矿层或滑石层，均未见有任何变质或热液蚀变现象。因此，含矿层与区域变质作用或岩浆活动无关。张如柏等(1981)认为，该区沉积岩(石灰岩)中滑石的形成，必须具备两个条件:①热力学条件，即温度与压力条件。该区茅口灰岩埋藏深度达4000～5000m，按现代二叠系钻孔测温结果，平均增温率达26.6m/℃，经计算地温可达100～130℃，接近于内生热液的中温—低温矿床的成矿温度。②物质来源:Mg、Si就地来自含矿层本身的岩石中。这样，当雨水渗到深部时，一方面溶解了大量的Mg、Si等组分，另一方面温度越向下越高，这种由地热形成的含矿热液，沿着岩石的层面、裂隙发生交代作用，在分压力降低的情况下，形成滑石。反应式为:
非金属矿产地质与勘查评价
图7－6 四川省南桐滑石矿区地质图据田煦等，1989)
由于热液温度不高，所以岩石中的生物化石仍保持原来的外形。这样，该滑石矿床应属于层控型沉积－改造矿床，或沉积－成岩作用伴生交代作用而生成的滑石矿床(李驭亚，1986)。
我国南方下二叠系茅口组下部，普遍发现有滑石或滑石海泡石粘土矿床，自川东经鄂西、鄂东、湘西、湘中至赣中均有发现，且矿化范围逐渐扩大。含矿层岩性由微晶碎屑灰岩、骨屑微晶灰岩，相变为泥岩、泥灰岩、钙镁质页岩及硅质岩。沉积环境由中等能量的开阔海台，转为低能量的浅水海湾或局限盆地。矿床类型由滑石矿床逐渐变为滑石－海泡石粘土矿床。
三、滑石矿床分布
滑石在地壳岩石中分布较广，主要分布在变质岩中，在沉积岩中也有分布，在我国南方二叠系下统中分布较普遍。
中国滑石矿床的成矿时代主要为前寒武纪，其中又以古元古代占主导地位。这与当时有利于碳酸盐沉积的环境有关，因为滑石由碳酸盐岩受热液作用而成，巨厚的碳酸盐岩岩层是巨大滑石矿床形成的必要背景条件。辽、吉、鲁一系列大型、巨型矿床皆属之。其次为早古生代加里东成矿期，该期重要矿床有广西龙胜县鸡爪、古坪、桐子山等滑石矿床，矿体呈似层状及透镜状，产于白云岩、大理岩岩层中。此外，中、晚石炭世矿床有广东阳山县大莨，早二叠世矿床有江西省于都县岩前、湖南省保靖卡棚等。
古元古代形成的滑石矿质量好、规模大、储量约占总储量的一半。加里东期所成矿石含脉石矿物较多，例如，方解石、绿泥石等，因此白度相对较低。其他时代所成矿床规模一般不大，质量较差，富含杂质。当前在我国滑石资源中不具重要地位。
滑石矿床分布的大地构造位置主要在古板块内部，其次在古板块俯冲带蛇绿岩发育地段(图7－7)。中国当前开发利用的矿山皆属前者，后者仅起补充作用和未来后备作用。
图7－7 中国滑石矿区分布图
古板块内部长期处于较稳定的区域，具有沉积巨厚碳酸盐岩层的条件。滑石矿床赋存的第二种大地构造位置是古板块边缘，即一个板块向另一个相邻板块下方俯冲的带上，那里蛇绿岩大量发育，裂谷带深大断裂也是蛇绿岩发育区，超铁镁质蛇绿岩常有强烈的自变质作用，滑石矿床在此作用下形成。矿床规模不等，也有巨型矿床，例如，青海省茫崖的滑石矿床。
矿床地质特征~
1.矿体和矿石类型
金川矿床矿石可划分为三种类型，与之对应的独特矿化作用为岩浆作用、气成热液作用和热液作用。岩浆型矿石根据其离熔作用（不混溶硫化物分离）发生的地点及侵位的次序可划分为就地熔离型矿石、深部熔离贯入型矿石及晚期贯入型矿石三种类型。气成－热液矿化主要形成接触交代矿石。纯热液型矿石主要叠加于深部熔离－贯入矿体之上，个别叠加于就地熔离矿体之上。
（1）就地岩浆熔离矿石（主要为浸染状硫化物矿石） 这种类型矿石在金川矿床中为第二大有经济价值的矿石类型，呈透镜状遍布侵入体各个部分所有相带中。其长可达几百米，厚为1m至数十米，宽度变化大，沿矿体的走向、倾向有分枝复合现象，沿矿体倾向分枝现象更为明显。较大矿体一般产于较富橄榄石的二辉橄榄岩中，一般位于侵入体之中、下部。
就地岩浆熔离矿石的主要类型为浸染硫化物型。矿体中部硫化物最富。从矿体到围岩硫化物逐渐减少。主要硫化矿物是磁黄铁矿、镍黄铁矿及黄铜矿，其比率是5.9:5.6:1；其它硫化矿物为方黄铜矿、马基诺矿、墨铜矿。上述硫化矿物呈不规则布丁状，一般粒径约1～3mm，均匀地充填于硅酸盐矿物如橄榄石和辉石的空隙里。矿体较下部边缘可见由晚期阶段热液作用所形成的斑杂状矿石。这些矿石矿物以其集合体块度变化大（0.1～10cm）为特征。矿体上部镍黄铁矿和磁黄铁矿大多已被蚀变为紫硫镍矿和白铁矿、黄铁矿，但保留有残余结构。
（2）深部岩浆熔离－贯入矿石（主要形成网状硫化物矿石） 在金川矿床里，这种矿石最为重要。由其组成的矿体规模大，厚几十米至几百米，长几百米到几千米，主要产于侵入体之深部或者说是底部（图3）。有几个矿体位于岩体之上盘，有一两个矿体贯入到侵入体之下盘。矿体形态通常呈平板状、透镜状，但也有些矿体呈似脉状。矿体会突然变薄或变厚，分枝现象更为常见。矿体倾角时而陡于侵入体，时而又缓于侵入体，穿插于先存侵入体各岩相中。矿体分布不受早期分异相分布的控制。
矿体规模和位置与侵入体的分异程度、规模无关。含硫化物的岩石是纯橄岩。由岩体中部向边部，辉石含量有所增加。硫化物集合体大小约1～6mm，充填于硅酸盐矿物的间隙里，形成网状矿石，其含量可占纯橄岩的12%～15%。局部动力和热液作用使得硫化物呈似片麻状、绒毛状、星云状构造。此类矿石的结构和矿物组合基本与就地岩浆熔离矿体相同，可见到发育良好的乳浊状、似火焰状、格子状、文象状和薄层状结构，它们均是离熔作用的产物。由交代作用形成的网状结构、环带结构较为常见。主要金属矿物为磁黄铁矿、镍黄铁矿和黄铜矿，其比例是4.8:2.6:1。在一些矿带里，Pt、Pd、Au、Ag较为富集，含量高于1×10-6，这样的矿带厚可达几十米，长几百米，向下延深达100m。
图3 金川矿床Ⅱ矿区地质横剖面图及矿石元素变化剖面图
1—纯橄岩；2—蚀变纯橄岩；3—二辉橄榄岩；4—斜长二辉橄榄岩；5—橄榄二辉岩；6—二辉岩；7—浸染状矿石；8—半网状矿石；9—富网状矿石；10—蚀变富网状矿石；11—富星云状矿石；12—富浸染条纹状矿石；13—交代矿石；14—富Pt（Pd）带；15—矿石元素含量
富矿带的主要特征是：构造裂隙比较发育，矿石结构、构造及矿物组合变化较大；矿石结构既可见到网状结构，也可见到交代网状结构（硫化物呈叶片状）以及似片麻状、星云状或似云状构造；硫化物一般表现出交代熔蚀结构、残留结构；硅酸盐矿物一般被强蚀变为蛇纹石、碳酸盐矿物和滑石，形成纤蛇纹石－滑石－菱镁矿集合体。
铜矿物特别是方黄铜矿，在富矿带中明显增加，甚至可达硫化物总量一半以上。这些富矿带正如图3所清楚表明的那样，富集了包括Cu在内的Pt、Pd、Au、Ag、Se等元素。这些元素主要以砷化物、自然元素、金属混合物、碲化物、铋化物、锑化物形式存在于主矿物里。Co主要以固溶体形式存在于镍矿物里，w（Ni）/w（Co）=41，镍－辉砷钴矿与铁－镍－辉砷钴矿一般很少见到。Se往往在硫化物中替代S。
表3 金川矿石类型的成分（相当于100%硫化物）
注：WC为各类矿石相对于所有类型矿石之重量； 为相对于100%硫化物的平均含量；S为分散系数。
（3）晚期贯入矿石（主要形成块状硫化物矿石）这类矿石位于侵入岩最深部位的深部熔离－贯入矿体之底部或其与围岩之接触带。矿体通常以不规则状透镜体或脉体群形式出现，长约几米至几百米，厚数十厘米至20m，狭缩、膨胀变化突然。块状硫化物是这类矿石的主要类型，矿体边部或末端有时出现次块状、角砾状矿石。矿石中棱角状碎屑物成分各不相同，与其局部围岩成分类似，角砾成分包括原生网状结构矿石、辉绿岩及其它围岩。脉石矿物通常少于块状硫化矿石的2%，主要以绿泥石集合体为代表。块状硫化矿石里的矿物是磁黄铁矿、黄铁矿、黄铜矿、镍黄铁矿、紫硫镍矿及少量磁铁矿、赤铁矿、硫铁铜钾矿。磁黄铁矿（黄铁矿）、镍硫化物和黄铜矿三者间含量之比为4.3:1:1。这种类型矿石中镍硫化物含量比其它类型矿石低，其原因可能是这类矿体切割了辉绿岩脉，或是其自形程度较低、交代结构不发育、近矿围岩有些蚀变的缘故。笔者认为，这些矿体是在岩浆晚期温度较低的环境中形成的。
（4）接触交代矿石 这类矿石部分产于侵入体之上盘或围岩的捕虏体里，但主要产于侵入体之下盘。规模较大的矿体长约几百米、厚几米至几十米，呈层状、透镜状或者似囊状紧靠含硫化物侵入体或与围岩整合产出。矿体主要由稀疏浸染状、稠密浸染状、网状矿石组成，侵入体附近镍含量最高，远离侵入体，则镍含量降低。铜与镍情况相反。矿石中的主要硫化矿物为磁黄铁矿（＋黄铁矿）、镍黄铁矿（＋紫硫镍矿）及黄铜矿（＋方黄铜矿、墨铜矿），它们之间的含量比为1.2:0.7:1。磁铁矿和赤铁矿总是低于1%，马基诺矿很少出现。硫化矿物呈半自形或他形，罕见条纹交代结构、交代假象结构以及出溶结构。围岩经过交代作用，也可形成矿体。这些围岩包括大理岩、片麻岩及斜长角闪岩。大理岩常被蚀变为含钙铝榴石的透辉岩、透闪岩及绿泥片岩。蚀变作用主要围绕矿体的外侧分布。
2.矿石成分
金川矿床中矿体占整个侵入体体积的43%。整个侵入体平均含Ni 0.42%、Cu 0.23%、S 1.74%，不同类型矿石的成分（相对于100%硫化物中的含量）见表3。
不同期次里各类矿石的硫同位素组成相似，δ34S值与陨石硫接近，因此，硫及其它矿石成分可能来源于地幔。
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
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