王天剛，姚仲友，黃 賓，朱意萍，趙曉丹

（南京地質(zhì)礦產(chǎn)研究所，江蘇 南京 210016）

1 概述

圖1 巴布亞新幾內(nèi)亞大地構(gòu)造位置［8］Fig．1 Tectonic position of Papua New Guinea

巴布亞新幾內(nèi)亞在大地構(gòu)造位置上位于歐亞板塊、印度－澳大利亞板塊和太平洋板塊的結(jié)合部位（圖1），除以上三大板塊外，巴布亞新幾內(nèi)亞區(qū)內(nèi)還有南、北俾斯麥海板塊、所羅門海板塊、加洛林板塊等微板塊，板塊間的匯聚、碰撞、俯沖和拆離、擴(kuò)張等地質(zhì)作用，形成了研究區(qū)復(fù)雜的溝－?。梵w系［1］。該區(qū)域是現(xiàn)今地殼運(yùn)動(dòng)最活躍、各類地質(zhì)作用最強(qiáng)烈的地區(qū)之一，區(qū)內(nèi)廣泛發(fā)育斑巖型銅金礦床及與其有關(guān)的淺成低溫?zé)嵋航鸬V［2－7］，具有良好的找礦前景［8］。

2 巴布亞新幾內(nèi)亞構(gòu)造單元

巴布亞新幾內(nèi)亞地質(zhì)構(gòu)造格架如圖2所示。由圖2可知，巴布亞新幾內(nèi)亞在地質(zhì)構(gòu)造上分為南部的弗萊地臺(tái)、中部的新幾內(nèi)亞造山帶和北部的新幾內(nèi)亞群島地體（美拉尼西亞弧）3個(gè)區(qū)片［1，9－11］，其中新幾內(nèi)亞造山帶包括西部造山帶和東部造山帶兩部分。

2．1 弗萊地臺(tái)

弗萊地臺(tái)位于新幾內(nèi)亞島西南部，與澳大利亞大陸相連接，北部以巴布亞逆沖斷層與巴布亞新幾內(nèi)亞造山帶為界（圖2）。弗萊地臺(tái)基底為澳大利亞克拉通一部分［12］，其上部蓋層沉積主要為一套巨厚的、近于水平且大部分未變形的三疊紀(jì)至第三紀(jì)濱海相和大陸架相的海相沉積巖，它們被第四紀(jì)磨拉石堆積覆蓋，后者來自北面上升的中央山脈，向南顆粒逐漸變細(xì)［1］。該地臺(tái)總體上未受區(qū)域內(nèi)新生代造山活動(dòng)影響，但在地臺(tái)北部發(fā)生了較明顯的變質(zhì)變形作用。

弗萊地臺(tái)中北部被第四紀(jì)火山碎屑巖、火山泥流堆積物和改造過的沖積物覆蓋，這些沖積物來自于火山及伴生的寄生火山錐（Mt Murray，Mt Sisa和Mt Bosavi）。

2．2 新幾內(nèi)亞造山帶

新幾內(nèi)亞造山帶位于新幾內(nèi)亞島中部，南部為弗萊地臺(tái)，北部以拉穆－馬克漢姆斷層與美拉尼西亞島弧為界（圖2）。該造山帶是一個(gè)復(fù)雜地體，主要形成于中新生代，由多個(gè)規(guī)模較小的地體經(jīng)弧陸碰撞拼貼形成［10］，分為西部造山帶和東部造山帶兩部分。主要出露巖石為經(jīng)歷褶皺逆沖變形的變質(zhì)沉積巖、島弧巖漿噴出巖、侵入巖以及仰沖的陸殼［13］。

2．2．1 西部造山帶

西部造山帶位于新幾內(nèi)亞島中部中央山脈南北兩側(cè)，主要由南部的巴布亞褶皺帶與北部的新幾內(nèi)亞逆沖褶皺帶組成，二者以新幾內(nèi)亞逆沖斷層為界。

圖2 巴布亞新幾內(nèi)亞構(gòu)造單元［8］Fig．2 Tectonic units of Papua New Guinea

巴布亞褶皺帶位于中央山脈南麓，為一長條狀SE走向地體，主要出露巨厚的上三疊世－第三紀(jì)末期經(jīng)歷褶皺化并發(fā)育逆沖斷層的海相沉積巖。帶內(nèi)西部出露與Maramuni弧有關(guān)的晚中新世至更新世侵入體。新幾內(nèi)亞逆沖褶皺帶位于中央山脈的北麓，為前陸逆沖褶皺帶，北部以Ramu－Marckham 斷裂帶，Bewani－Toricelli地體和Finisterri地體為界，東部為Aure變形帶。該逆沖褶皺帶可分為兩個(gè)亞帶，北帶巖石為中級(jí)變質(zhì)沉積巖，Sepik弧巖漿事件侵入巖（30～22Ma，漸新世末到中新世初［14］）；南帶巖石主要為低級(jí)區(qū)域變質(zhì)沉積巖，Maramuni弧巖漿侵入巖（16～10Ma侵位，早中新世末延續(xù)到晚中新世初，最近被認(rèn)為可延至上新世）［1］。這兩個(gè)帶沿中央山脈山麓EW 向低角度網(wǎng)狀交織斷裂系為分界，但具體界限仍不清楚。該逆沖褶皺帶北部邊界局部被巨厚的上新世沉積巖覆蓋，向東擴(kuò)展到拉穆（Ramu）河中游，并覆蓋了原本向西延伸的拉穆－馬克漢姆（Ramu－Marckham）斷裂帶以及斷裂帶下方高級(jí)變質(zhì)巖。

2．2．2 東部造山帶

東部造山帶位于巴布亞半島上，主要由南部的東部褶皺帶和北部的歐文斯坦利逆沖褶皺帶組成，兩者以Bogoro 逆沖斷層為界，此外巴布亞群島、Aure變形帶也屬于該帶［15］。東部褶皺帶是巴布亞南海岸由褶皺沉積巖組成的地帶。帶內(nèi)地層主要為白堊紀(jì)海相沉積巖，包括淺海沙質(zhì)灰?guī)r，深水灰?guī)r，碧玉巖和沉積于大陸裂谷環(huán)境的陸源濁積巖，這些巖石在漸新世至中新世中晚期強(qiáng)烈褶皺變質(zhì)。區(qū)內(nèi)島弧火山作用不強(qiáng)烈，僅出露少量中新世凝灰?guī)r和上新世安山質(zhì)集塊巖。

歐文斯坦利逆沖褶皺帶是大陸板塊與海洋板塊碰撞產(chǎn)生的部分增生楔，由歐文斯坦利變質(zhì)雜巖和上覆巴布亞超基性巖帶組成，兩者以歐文斯坦利斷層為界。歐文斯坦利變質(zhì)雜巖為一套白堊紀(jì)厚層陸源細(xì)粒海相沉積物，主要巖石類型為板巖、砂泥質(zhì)和少量含凝灰質(zhì)的千枚巖、大理巖，礫巖和細(xì)碧巖；巴布亞超基性巖帶出露于Owen Stanley斷裂系的上盤，沿巴布亞半島北海岸在巴布亞群島出露，巖性主要為橄欖巖。區(qū)內(nèi)巖漿巖有上新世的英云閃長巖侵入及中上新世的火山巖，主要出露于巴布亞超基性巖帶內(nèi)。此外帶內(nèi)也分布與Maramuni巖漿弧有關(guān)的侵入巖，如14．5～12Ma的Morobe花崗閃長巖體。

巴布亞群島地體是巴布亞半島向東的延伸，包括D′Entrecasteaux 群島，Louisiade群島，Woodlark島等。這些島沿著所羅門海兩個(gè)NEE 伸展的高地分布，基底為古老的變質(zhì)巖，地表見珊瑚礁，巖漿活動(dòng)和成礦作用發(fā)生在上新世和更新世。

Aure變形帶是由走向南北近水平的緊密褶皺和平行斷層組成，西部和東部邊界分別為Aure和Sunshine斷層。區(qū)內(nèi)巖石主要為早中新世至第四紀(jì)沉積巖。該變形帶被認(rèn)為是漸新世中期到中新世中期巴布亞盆地的分支，發(fā)生褶返因而褶皺強(qiáng)度從下到上逐漸減弱。

2．3 美拉尼西亞火山弧和洋殼

該帶由位于巴布亞新幾內(nèi)亞造山帶北側(cè)的BewaniToricelli地體和Finisterri地體，及其北部的新幾內(nèi)亞群島火山島弧帶等一系列被肢解的島弧組成。

Bewani－Toricelli地體的基底為中生代變質(zhì)巖，山脈以分布始新世海底火山巖和晚更新世島弧火山巖為主，F(xiàn)inisterri 地體位于Adelbert－Finisterre－Sarawaget山脈，巖石以始新世和漸新世的燧石質(zhì)泥巖和火山沉積巖為主，向上過渡為厚層的弧后或弧外裂谷有關(guān)的火山巖，其上被厚層生物碎屑灰?guī)r覆蓋。這些火山巖包括Huon超群的海相和陸相火山熔巖及集塊巖，Huon 超群含有Finisterre火山巖。Finisterre火山巖與來陸相沉積巖楔及深海沉積巖形成互層，是同源巖漿的基性和超基性侵入巖。

新幾內(nèi)亞群島火山島弧中巖石主要為始新世至更新世海底玄武巖，安山巖以及伴生的沉積巖，向上過渡為上新世含礫巖的沉積巖，并伴有斷裂活動(dòng)。新不列顛島是典型代表，由晚始新世玄武質(zhì)—安山質(zhì)熔巖、角礫巖和沉積巖構(gòu)成基底地層，被漸新世島弧火山巖以及30～22 Ma的同源巖漿侵入巖覆蓋。中新世火山活動(dòng)的缺失，表現(xiàn)為廣泛分布的喀斯特地貌，局部為厚層灰?guī)r。

3 巴布亞新幾內(nèi)亞構(gòu)造演化史

古生代至中生代，巴布亞新幾內(nèi)亞處于活動(dòng)大陸邊緣和島弧環(huán)境。沿大陸邊緣發(fā)生大洋板塊對(duì)大陸及島弧的俯沖和增生。近海因洋內(nèi)俯沖產(chǎn)生島弧并發(fā)生弧陸碰撞，大陸邊緣不斷發(fā)生裂解并導(dǎo)致裂谷化，繼而產(chǎn)生新的島弧。新幾內(nèi)亞造山帶的形成主要以洋殼俯沖運(yùn)動(dòng)和弧陸碰撞事件為動(dòng)力［9－11，16－19］（圖3）。

古新世時(shí)期（66～55 Ma）：澳大利亞克拉通北部邊緣經(jīng)歷了廣泛的裂谷化，伴隨著珊瑚海海盆的打開，在珊瑚海北西部形成了多個(gè)小型海盆。東巴布亞復(fù)合地體由東巴布亞火山弧與歐文斯坦利地體的碰撞而形成。此時(shí)一些規(guī)模較小的地體開始拼貼到克拉通上。

始新世時(shí)期（55～34 Ma）：印澳板塊向北迅速移動(dòng)導(dǎo)致珊瑚海停止打開，Uyaknji小海盆也隨之關(guān)閉。此時(shí)在洋殼內(nèi)部發(fā)育一條北傾的俯沖帶，形成Sepik弧，一系列規(guī)模較小的地體已經(jīng)完全拼貼到克拉通上。

漸新世時(shí)期（34～23．8 Ma）：Sepik弧在晚始新世至中晚漸新世增生到澳大利亞克拉通之上并與之發(fā)生碰撞，碰撞導(dǎo)致地層隆升和白堊紀(jì)海相沉積巖發(fā)生變質(zhì)，并使島弧火山作用終止，在東部的巴布亞復(fù)合地體已經(jīng)增生到克拉通上。隨著碰撞的進(jìn)行，漸新世末期在克拉通和增生地體的北緣發(fā)育一條向南傾的俯沖帶，在巴布亞造山帶內(nèi)形成了Maramuni大陸巖漿弧。始新世末期，在澳大利亞克拉通北方較遠(yuǎn)處西南傾的俯沖帶（Kilinailau海溝）開始活動(dòng)，此時(shí)開始形成新幾內(nèi)亞群島。

圖3 新幾內(nèi)亞島構(gòu)造演化過程圖［8］Fig．3 Tectonic evolution process of New Guinea island

中新世時(shí)期（23．8～5．5 Ma）：在幾內(nèi)亞島上早中新世Finisterre弧與克拉通碰撞，在碰撞過程中發(fā)育Ramu－Markham 前陸盆地。在漸新世到中中新世，由于受Ontong Java臺(tái)地影響，Kilinailau 俯沖帶逐步關(guān)閉，新幾內(nèi)亞群島的安山質(zhì)火山作用在晚中新世停止活動(dòng)。所羅門海南西的Trobriand海溝發(fā)展了南東傾向的俯沖帶，與Maramuni弧以北的海溝走向延伸部位接近，該海溝在中新世中期衰減，而向北的俯沖帶沿著新不列顛海溝誕生。此時(shí)，向北傾的新不列顛海溝和澳大利亞克拉通邊緣的Trobriand海溝兩者不斷消減所羅門海亞板塊。

上新世時(shí)期：俾斯麥火山弧與克拉通碰撞引發(fā)了新幾內(nèi)亞造山帶內(nèi)部大規(guī)模巖漿侵入活動(dòng)以，在Finisterre地體和澳大利亞克拉通前陸（巴布亞褶皺帶）發(fā)育逆沖斷層。在新幾內(nèi)亞群島，沿新不列顛海溝發(fā)生的俯沖仍在繼續(xù)，引發(fā)了上新世巖漿作用活動(dòng)。

上新世至今：與俾斯麥火山弧碰撞繼續(xù)造成垂直造山帶的地殼縮短，產(chǎn)生Finisterre山脈、巴布亞褶皺帶活動(dòng)逆斷層以及兩者間轉(zhuǎn)換擠壓斷層。沿所羅門群島之下的新不列顛海溝和相鄰的北－東傾圣克里斯托瓦爾海溝俯沖仍在進(jìn)行，俯沖造成了上新世大量的巖漿活動(dòng)。從3．5 Ma至今，位于新不列顛以北的馬努斯（Manus）盆地受盆地東部的海底擴(kuò)張作用和發(fā)育于相關(guān)轉(zhuǎn)換斷層上的右行走滑位移影響，盆地東部打開。在美拉尼西亞最外圍的利希爾島鏈與該俯沖并無直接關(guān)系，而是由俯沖的所羅門海亞板塊在弧后形成的張性裂隙，巖漿沿著裂隙噴出形成了島鏈，Kilinailau海溝此時(shí)已經(jīng)停止活動(dòng)，其深斷裂對(duì)于該島鏈的形成起定位作用。

4 巴布亞新幾內(nèi)亞礦產(chǎn)分布

從巴布亞新幾內(nèi)亞區(qū)域地層和構(gòu)造演化特征可知，巴布亞新幾內(nèi)亞造山帶自白堊紀(jì)以來一直處于大陸邊緣環(huán)境，各個(gè)構(gòu)造單元中具有大陸邊緣特色的成礦作用。

新幾內(nèi)亞造山帶內(nèi)礦產(chǎn)資源極為豐富，也是勘探程度較高的地區(qū)。西部造山帶中主要發(fā)育與巖漿弧有關(guān)的礦化及與蛇綠巖有關(guān)的礦化。其中與巖漿弧有關(guān)的礦化主要分為三期：一期為與Sepik巖漿弧（30～22 Ma）有關(guān)的礦化，該期礦化表現(xiàn)為中小型的金礦化；一期為較新的與Maramuni巖漿?。?7～10 Ma）有關(guān)的礦化，該期礦化與中性侵入體有關(guān)，表現(xiàn)為斑巖型和淺成低溫?zé)嵋盒偷V化，主要礦床有：Frieda River［18］、Yandera［5］等；最后一期為與后期巖漿活動(dòng)有關(guān)，表現(xiàn)為斑巖－矽卡巖－淺成低溫?zé)嵋盒偷V化，主要礦床有Porgera、OkTedi等。區(qū)內(nèi)與蛇綠巖有關(guān)的礦化多發(fā)生在中央山脈北部仰沖的上地幔和洋底火山巖中，發(fā)育Ni礦化，主要的礦床為拉穆紅土型Ni－Co礦。東部造山帶中的東部褶皺帶發(fā)育少量海底塊狀硫化物型礦化，礦化發(fā)生在硅質(zhì)碳酸鹽質(zhì)巖中。在莫爾茲比港附近發(fā)育錳礦化，歐文斯坦利逆沖帶的變質(zhì)雜巖帶中金礦化發(fā)育，礦化發(fā)生在侵入巖與變質(zhì)沉積巖的接觸部位或火山通道中，形成淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V床，主要礦床有Morobe金礦［21］、Tolukuma金礦［22］，而巴布亞超基性巖帶中主要發(fā)育與始新世英云閃長巖有關(guān)的金礦化，該帶內(nèi)也發(fā)育與超基性巖有關(guān)的紅土型Ni－Co礦；巴布亞群島主要發(fā)育淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V，以及沖積型和殘積型金礦，礦化多與侵入巖體或者火山巖有關(guān)。

新幾內(nèi)亞群島內(nèi)主要發(fā)育與侵入巖及火山巖有關(guān)的斑巖型和淺成低溫?zé)嵋盒豌~金礦床，在某些礦床內(nèi)，兩種成礦作用相伴生形成規(guī)模較大的金礦床，例如利希爾島的Ladolam 金礦［7］。在馬努斯島南部的馬努斯海盆中，發(fā)育與火山巖有關(guān)的塊狀硫化物型Cu－Pb－Zn多金屬礦床［23－25］。

5 結(jié)論

（1）巴布亞新新幾內(nèi)亞位于太平洋板塊、歐亞板塊和印度澳大利亞板塊交接部位，構(gòu)造位置獨(dú)特，根據(jù)其區(qū)域地質(zhì)特征可分為三個(gè)不同的構(gòu)造單元：弗萊地臺(tái)、新幾內(nèi)亞造山帶、美拉尼西亞島弧。

（2）巴布亞新幾內(nèi)亞自晚白堊世以來經(jīng)歷了復(fù)雜的構(gòu)造演化過程，形成了一系列溝－?。梵w系，特別是在新幾內(nèi)亞造山帶內(nèi)部發(fā)育了多期巖漿活動(dòng)，形成了三期與巖漿活動(dòng)有關(guān)的斑巖－矽卡巖－淺成低溫?zé)嵋盒豌~金成礦作用，此外，由于洋殼拼貼作用及后期的風(fēng)化淋濾作用在造山帶內(nèi)還形成了紅土型鎳鈷礦化。

（3）巴布亞新幾內(nèi)亞的銅金礦床分布比較集中，主要產(chǎn)出于碰撞造山帶和島弧上，其次產(chǎn)出于現(xiàn)代海底擴(kuò)張中心。所以，在俯沖與火山島弧（巖漿?。┬纬?、弧陸碰撞與造山、俯沖陸殼折返－巖漿侵入－礦化、弧后盆地海底擴(kuò)張和島鏈高鉀巖漿作用等多種地質(zhì)作用具有較好的銅金、鎳找礦前景。

［1］ D．B．Dow．A geological synthesis of Papua New Guinea［M］．Canberra：Australian Govt．Pub．Service．1977．

［2］Bamford R W．The Mount Fubilan（Ok Tedi）porphyry copper deposit，Territory of Papua and New Guinea［J］．Economic Geology，1972，67（8）：1019－1033．

［3］Hine R and Mason D．Intrusive rocks associated with porphyry copper mineralization，New Britain，Papua New Guinea［J］．Economic Geology，1978，73（5）：749－760．

［4］Mason D and McDonald J．Intrusive rocks and porphyry copper occurrences of the Papua New Guinea－Solomon Islands region；a reconnaissance study［J］．Economic Geology，1978，73（5）：857－877．

［5］Titley S，F(xiàn)leming A，Neale T．Tectonic evolution of the porphyry copper system at Yandera，Papua New Guinea［J］．Economic Geology，1978，73（5）：810－828．［6］F．E．Hughes．Geology of the mineral deposits of Australia and Papua New Guinea［M］．Melbourne：The Australasian Institute of Mining and Metallurgy．1990．

［7］Müller D，Kaminski K，Uhlig S．The transition from porphyry－to epithermal－style gold mineralization at Ladolam，Lihir Island，Papua New Guinea：a reconnaissance study［J］．Mineralium Deposita，2002，37（1）：61－74．

［8］Williamson A and Hancock G．The geology and mineral potential of Papua New Guinea［M］．Port Moresby：Papua New Guinea Department of Mining．2005．

［9］Pigram C and Davies H．Terranes and the accretion history of the New Guinea orogen［J］．BMR Journal of Australian Geology and Geophysics，1987，10：193－211．

［10］Pigram C and Symonds P．A review of the timing of the major tectonic events in the New Guinea Orogen［J］．Journal of Southeast Asian Earth Sciences，1991，6（3）：307－318．

［11］Abbott L D，Silver E A，Thompson P R．Stratigraphic constraints on the development and timing of arccontinent collision in northern Papua New Guinea［J］．Journal of Sedimentary Research，1994，64（2b）：169－183．

［12］Rogerson R，Hilyard D，F(xiàn)rancis G．The foreland thrust belt of Papua New Guinea［J］．Proc．Pac．Rim Congr，1987，87：579－583．

［13］Audley Charles M．Tectonics of the New Guinea area［J］．Annual review of earth and planetary sciences，1991，19：17－41．

［14］Rogerson R，Hilyard D，F(xiàn)inlayson．The geology and mineral resources of the Sepik headwaters region，Papua New Guinea［R］．Port Moresby：Geological Survey of Papua New Guinea．1987．

［15］Pieters P．Port Moresby－Kalo－Aroa，Papua New Guinea 1：250，000 Geological Series Explanatory Notes［R］．Melbourne：Bureau of Mineral Resources Australia．1978．

［16］Abbott L D．Neogene tectonic reconstruction of the Adelbert－Finisterre－New Britain collision，northern Papua New Guinea［J］．Journal of Southeast Asian Earth Sciences，1995，11（1）：33－51．

［17］Davies H，Winn R and KenGemar P．Evolution of the Papuan Basin－a view from the orogen［M］．1996．

［18］Espi J O，Kajiwara Y，Hawkins M A．Hydrothermal Alteration and Cu‐ Au Mineralization at Nena High Sulfidation‐type Deposit，F(xiàn)rieda River，Papua New Guinea［J］．Resource Geology，2002，52（4）：301－313．

［19］Van Ufford A Q and Cloos M．Cenozoic tectonics of New Guinea［J］．AAPG Bulletin，2005，89（1）：119－140．

［20］Richards J P and Kerrich R．The Porgera gold mine，Papua New Guinea；magmatic hydrothermal to epithermal evolution of an alkalic－type precious metal deposit．Economic Geology，1993，88（5）：1017－1052．

［21］Sillitoe R H，Baker E M and Brook W A．Gold deposits and hydrothermal eruption breccias associated with a maar volcano at Wau，Papua New Guinea［J］．Economic Geology，1984，79（4）：638－655．

［22］Semple D G，Corbett G J，Leach T M．The Tolukuma gold－silver vein system，Papua New Guinea［A］．Pacific Rim Congress Proceedings［C］．Melbourn：Australasian Institute of Mining and Metallurgy．1995．

［23］Birney K，Griffin A，Gwiazda J．Potential deep－sea mining of seafloor massive sulfides：A case study in papua new guinea［D］．Santa Barbara：Donald Bren School of Environmental Science and Management．2006．

［24］Moss R and Scott S D．Geochemistry and mineralogy of gold－rich hydrothermal precipitates from the eastern Manus Basin，Papua New Guinea［J］．The Canadian Mineralogist，2001，39（4）：957－978．

［25］張書東，陳魁英．PACMANUS英安巖基質(zhì)上的熱液礦床：古火山成因塊狀硫化物成礦環(huán)境類比［J］．海洋信息，1994：7．