湘西－黔东地区寒武系都匀阶清虚洞期岩相古地理与铅锌成矿关系研究

2013-08-17汤朝阳赵武强金世超

地质与勘探 2013年1期

汤朝阳，邓峰，李堃，赵武强，金世超

(1.中国地质调查局武汉地质调查中心，湖北武汉 430223;2.河南省地质矿产勘查开发局第一地质勘查院，河南郑州 450007)

湘西及黔东地区寒武系清虚洞组以发育典型的封闭型无镶边缓坡型碳酸盐台地沉积为特征，由一套北厚南薄的碳酸盐岩地层构成，以十分平缓的缓坡与深水陆棚及盆地逐渐连接一起(刘宝珺等，1990)，该组以具有独特藻灰岩的微晶丘(章雨旭等，2005;曹瑞骥，2009)，成为铅锌矿的重要容矿层，并在区域上形成了独具特色的湘西一黔东铅锌成矿带(典型代表如湘西花垣渔塘、黔东松桃盘石铅锌矿)。前人在岩石地层、生物地层、沉积学、岩相古地理及其编图方法等方面 (郑荣才等，1988;王剑，1990;郑秀才等，1992;冯增昭等，2001;梅冥相等，2006)作了大量的研究工作，有的学者提出清虚洞组是生物礁控矿的结果(孙玉娴等，1985;郑荣才等，1988;周琦等，2006;杨绍祥等，2007)，然而在区域范围内结合大地构造演化、岩相古地理展布与铅锌成矿关系方面却论述不多。本文以“上扬子铅锌矿床与岩相古地理关系研究”、“湘西－鄂西地区铅锌多金属矿勘查选区研究”、“贵州松桃－湖南禾库地区1∶5万矿产调查评价”、“贵州铜仁－湖南新晃地区1∶5万矿产调查评价”等相关项目为基础，结合前人的研究成果，通过地层划分对比、沉积学研究及沉积相识别，应用等时面优势相成图方法(蒲心纯等，1994)编制了寒武系黔东统都匀阶清虚洞期岩相古地理图，分析和研究了清虚洞组岩石地层及岩相古地理(尤其是事件层)与铅锌成矿的关系，认为在台地演化过程中，清虚洞组浊积岩、中缓坡相藻灰岩微晶丘和鲕粒灰岩沉积(含矿层)、砾(粒)屑灰岩层等与铅锌成矿密切相关。

1 大地构造背景

具有相同沉积环境和处于同一大地构造位置上的湘西及黔东地区，位于扬子陆块与南华活动带的过渡区，在大地构造位置上跨越上扬子地块和江南地块(北西缘)2个二级大地构造单元。从寒武纪至早奥陶世扬子地块南缘已进入地壳变薄下沉的成熟被动大陆边缘演化阶段(刘宝珺等，1990;蒲心纯等，1993;陈孝红等，1999;陈洪德等，2006)，碳酸盐缓坡是继大陆裂谷作用之后，扬子陆块东南被动大陆边缘稳定而迅速的热沉降构造背景下发育的(王剑，1990)。

区内存在一条震旦纪－古生代地层、岩相、建造、古生物化石、构造类型、岩浆岩系列和含矿专属性的明显变异界线－“湘黔断裂带”(刘文均，1985;杨志坚，1987)，其活动具多期性且向南东方向迁移，直接影响了岩相古地理的空间分布，又直接与矿床的再造富集有关，至清虚洞期大致沿茶洞－花垣－保靖－张家界一线分布(郑秀才等，1992)，其北西为浅水台地相，其南东为台地边缘缓坡和深水相区，正是在该古断裂带控制下，造成基底活动程度和加积不同，从而导致寒武纪古地理格局早期至晚期从封闭型无镶边缓坡型碳酸盐台地(顾家裕等，2009)向具镶边及斜坡台地的转化。

2 清虚洞组沉积特征与岩相古地理

上扬子区的寒武系发育完整，由两个二级层序组成，按寒武系“四统十阶”的划分方案(彭善池，2006)，滇东统和黔东统所组成的二级层序可以进一步划分为5个Ⅲ级层序(梅冥相等，2006)，对应区内的牛蹄塘组(可识别出1个Ⅲ级层序)、石牌组(可识别出2个Ⅲ级层序)和清虚洞组(可识别出2个Ⅲ级层序);武陵统和芙蓉统所组成的二级层序可以进一步划分为7个Ⅲ级层序。通过区域对比，研究区的铅锌矿赋存于寒武系黔东统都匀阶清虚洞早期以灰岩为主的地层中(图1中S4)，而清虚洞晚期以白云岩为主的地层(图1中S5)中仅见微弱矿化，并未形成矿体。

2.1 岩石地层特征

本文所选实测剖面为湘西一黔东铅锌成矿带中部的贵州松桃盘石寒武系清虚洞组剖面(图1)，与下伏石牌组和上覆高台组皆为连续沉积，呈整合接触。在相同层位中，其北有著名的花垣铅锌矿田，南有铜仁卜口场等铅锌矿床，因而在区域范围内据代表性。

根据清虚洞组岩性特征，可分为白云石化作用较弱的灰岩段(清虚洞组下段2q1)和白云岩段(清虚洞组上段2q2)，其中清虚洞组下段为区内铅锌容矿地层，可分为三个亚段(图1)，清虚洞组上段可分为二个亚段。清虚洞组下段第一亚段(2q1－1)岩性为深灰色薄层含泥质泥晶灰岩与极薄层含云质泥晶灰岩互层，具水平层理，俗称间隔灰岩，米级旋回表现为深水陆棚相灰泥－泥晶灰岩组合的“L－M”型(相当于剖面的0～4层);第二亚段(2q1－2)下部为浅水陆棚相深灰色薄层含泥质粉砂屑灰岩，上部为深灰色薄－中厚层含泥云质细砂屑灰岩，云质常呈网纹状分布，俗称豹皮灰岩(相当于剖面的5～7层);第三亚段(2q1－3)以缓坡型微生物碳酸盐岩为主(相当于剖面的8～35层)，下部为深缓坡相深灰－深灰色厚－巨厚层泥晶灰岩，藻屑灰岩及斑块状云化灰岩，米级旋回表现为粉砂屑灰岩－细砂屑灰岩－球状泥晶灰岩团块的深水不对称型米级旋回，发育具不完整鲍马序列的浊积岩(相当于剖面的8～9层，图1中Ⅰ);中部为中－浅缓坡相灰色至深灰色厚层藻灰岩、灰－浅灰色厚层细－中砂屑灰岩、含藻云质灰岩，米级旋回表现为潮下型米级旋回，微生物碳酸盐岩礁(丘)是缓坡沉积环境下十分重要的含矿沉积体(剖面中含四层矿)，是区内铅锌矿主要容矿层(相当于剖面的10～22层);上部为台地边缘礁(丘)和鲕粒滩相，岩性为藻球粒不等晶灰岩、亮晶含鲕粒内碎屑灰岩等，是区内铅锌矿次要容矿层位(相当于剖面的23～33层);顶部为一套风暴事件产生的砾(粒)屑灰岩层(相当于剖面的34～35层，图1中Ⅲ)。清虚洞组上段(2q2)从浅滩演化为潮坪－台地相环境(相当于剖面的36～42层)，下部为灰色厚层粉晶云岩夹残余砂屑云岩，上部为灰－深灰色细晶云岩夹层纹石云岩，米级旋回表现为典型的“层纹石云岩－泥质云岩－角砾状云岩”之环潮型米级旋回。

2.2 沉积相类型及特征

2.2.1 混积潮坪

图1 贵州松桃粑粑寨寒武系清虚洞组地层综合柱状图Fig.1 Stratigraphic columns of the Cambrian Qingxudong Formation in the Babazai area，Songtao，Guizhou Province

2.2.2 浅缓坡(缓坡内带)

缓坡的浅水组合为较典型的近岸具鲕粒滩复合体环边类型，为次要容矿沉积相带。可划分出以微晶白云岩夹生屑白云岩、灰质白云岩为主，发育鸟眼构造、叠层石构造等指相标志的局限台地亚相，和以白云质灰岩－颗粒白云质灰岩组合，发育大型交错层的高能滩亚相。龙山－恩施－宜昌一带发育游荡性的含颗粒类型丰富的台缘浅滩，而贵州都匀－松桃－湖南花垣一线之北浅滩呈不连续状分布。

2.2.3 中缓坡(缓坡中间带)

由于缓坡的浅滩化，沿贵州都匀、凯里、余庆－铜仁凉风坳、卜口场、岑巩－松桃－湖南花垣－保靖－石门一线出现砂屑和鲕粒滩(周琦等，2006)，其东侧发育微晶(藻)丘带，藻丘多被推进的滩所覆盖，为主要容矿沉积相带。岩性为生物碎屑泥粒岩和粒泥岩，此带在正常浪基面之下，风暴浪基面之上，风暴沉积十分普遍，以表附藻与肾形藻障积岩和粘结岩所筑成的碳酸盐微晶丘在中间带局部发育。

2.2.4 深缓坡(缓坡外带)

包括贵州玉屏－湖南吉首－张家界，为风暴浪基面之下的以纹层状泥晶灰岩、生物碎屑泥岩和粒泥岩为特征，颜色以暗灰至灰黑色为主，毫米级水平纹层发育，表现为粉砂屑灰岩－细砂屑灰岩－球状泥晶灰岩团块的深水不对称型米级旋回，发育具不完整鲍马序列的浊积岩(匡文龙等，2008)。

2.2.5 浅陆棚－盆地

贵州三都－湖南张家界之南的安化－城步地区，从浅海陆棚逐渐过渡至盆地的含陆源碎屑的沉积区，以泥质含量增加的泥晶灰岩、泥质条带灰岩、泥岩和暗色页岩、黑色炭质页岩、硅质岩为主体，页岩中含硅质、钙质海绵骨针，以等深流沉积发育为特征(郑秀才等，1992)。

2.3 地层格架与岩相古地理

本文实测了湖北神龙架武山、湖北恩施麓池塘、湖南石门杨家坪、贵州松桃耙耙寨、贵州铜仁卜口场和塘边坡等十余条剖面，并收集了贵州遵义丁台、湄潭黄连坝、余庆河坝、丹寨南皋、三都渣拉沟剖面(梅冥相等，2006)和湖南桃源马金洞、安化桑坪溪、溆浦羊岩口等数十条剖面(庞维华等，2011)，对湘黔鄂地区清虚洞组(或相应层位)沉积相类型和岩石类型组合进行划分对比，建立了研究区地层格架(图2)。湘西黔东(厚度300m以上)是一个以缓坡型碳酸盐岩为主的沉积透镜体(王剑，1990)，其东部沅陵－沪溪－黔阳及贵州三都一线以陆棚相－盆地相细碎屑岩(页岩及粉砂岩)沉积为主(平均厚度小于100m)，其西靠近康滇古陆的川滇黔地区为混积潮坪相含陆源碎屑碳酸盐岩及碳酸盐岩(厚度20～100m)。空间上，受自北西向南东沉积环境由浅变深的古地理背景的控制，北西方向的贵州习水－重庆一带清虚洞组为纹层状混积潮坪相白云岩，其南东缓坡型台地相中的清虚洞组下部为灰岩、上部以白云岩为主，其中遵义松林丁台和湄潭黄连坝，优势相为近岸具鲕粒滩的浅缓坡相，龙山－恩施－宜昌一带较明显;都匀－余庆河坝－重庆秀山－湖南花垣一带的优势相为含碳酸盐微晶丘的中缓坡相;贵州玉屏－丹寨南皋－湖南吉首－张家界一带的优势相为薄层泥晶灰岩和泥灰岩的深缓坡相，再向南东贵州三都一带的渣拉沟组(湖南称污泥塘组)，为一套“盆地相硅质岩系+盆地相黑色页岩系+深水陆棚相泥页岩系”构成的岩石序列(梅冥相等，2006)。

本文结合层理、结构构造、古生物、自生矿物等相标志特征及沉积相地层分布，按照中比例尺(1∶50～1∶100万)的要求(属概略性古地理研究)，采用“等时面优势相带成图法”编制清虚洞期岩相古地理图(图3)，只反映海陆轮廓和沉积物组合。从沉积相的空间展布形式来看，研究区古地理格局具东低西高、北浅南深(水深)的特点，沉积相带呈北北东向分带明显。大致可划分为以下几个相带:(1)混积潮坪相带南东界限大致在贵州镇雄－南川－万县一带，主要为碳酸盐蒸发潮坪相带;(2)浅缓坡相带(缓坡内带):南东界限大致在贵州都匀－重庆秀山－湖南花垣－石门一带，次要容矿沉积相带;(3)中缓坡相带(缓坡中间带):包括贵州余庆－松桃－湖南花垣－保靖一带，止于石门，主要容矿沉积相带，尤为特别的是在贵州余庆－湖南保靖一带发育不连续的生物礁相;(4)深缓坡相带(缓坡外带):包括贵州玉屏－湖南吉首－张家界，南东界限大致在贵州玉屏－湖南新晃－泸溪－桃源一带;(5)浅陆棚－盆地相带:湖南吉首－张家界之南安化－城步地区。造成古地理相带分异明显的原因，可能与地壳差异性升降运动而产生的同沉积断裂有关。区内具重要控岩控矿作用的同沉积断裂为北东向江南古断裂带(即张家界－古丈深大断裂)及其引发的一系列断裂，主断裂北为台地相，其南相变为盆地相留茶坡组硅质岩。

3 岩相古地理与铅锌成矿的关系

图2 研究区清虚洞组地层格架及沉积模式图Fig.2 Stratigraphic framework and sedimentary model of the Cambrian Qingxudong Formation in the study area

图3 研究区寒武系都匀阶清虚洞期岩相古地理图与铅锌矿分布Fig.3 Lithofacies palaeography and lead-zinc deposits distribution in the Qingxudong epoch，Duyun Stage，Cambrian Period in the study area

湘西及黔东地区寒武系黔东统都匀阶清虚洞期具有典型的成熟被动大陆边缘盆地建造类型，碳酸盐缓坡是继大陆裂谷作用之后，扬子陆块东南被动大陆边缘稳定而迅速的热沉降构造背景下发育的。铅锌矿主要赋存于缓坡相带内，将铅锌矿床(点)复合到岩相古地理图上，发现主要含矿层为台地边缘中缓坡相的微晶丘，而含颗粒类型丰富的游荡性台缘浅缓坡相的滩内仅偶见矿化，控矿岩相组合为浊积岩－中缓坡相藻灰岩微晶丘和鲕粒灰岩沉积(含矿层)－砾(粒)屑灰岩层。研究区岩相古地理的控矿作用与扬子东北缘的鄂西地区(汤朝阳等，2009)及扬子西缘的震旦系层控铅锌矿分布的古地理部位(沈冰，2004)是明显不同的，后者为台地边缘浅滩相内侧和局限海潮下相外侧的交接部位或滩后泻湖海湾环境。

首先，区域性古断裂构造不仅控制地层的展布，也是控制沉积相古地理分布及沉积相带分异的重要原因之一。区内以茶洞－花垣－张家界深大断裂为界(图3)，南东侧主要分布元古界和古生界地层，北西侧主要分布古生界和中生界地层，受区域构造控制，地层呈北北东－北东向展布;至寒武系中－上统，以铜仁－保靖－石门深大断裂为界出现沉积分异;而奥陶系下统继承了寒武系的沉积分异，分异界线东移至古丈－吉首大断裂一线，表明随时间推移，深大断裂向南东方向迁移，且海域面积缩减(杨绍祥等，2007)。区域内铅锌矿带局限且跟随于这三条断裂及其所控制的以藻灰岩为特征的微晶丘中，断裂具多期活动特征，构成了湘西孤形构造带，为区域早期控相(可能形成预富集层)、后期控矿断裂，其控制沉积相带由北西向南东分异。

其次，在控矿沉积相组合上，微晶丘的生长、发育和衰亡又是受到其下的浊积岩(图2中Ⅰ)和其上的风暴岩(图2中Ⅲ)所控制的。浊流活动不仅将丰富的陆源物质输送到深水部位，形成水下砂坝，同时由于障壁砂坝的阻挡作用，丰富的营养物质又使得藻类大量繁殖并形成了大小不一的微晶丘，微晶丘与同生断裂、微生物活动和海底热水活动有着密切的联系(章雨旭等，2005)，沿北北东向台地边缘断裂带展布;微生物大量繁盛，一方面在生命活动中对Pb、Zn等元素依赖，以其为“食”且能够大量吸收，从而使生物体自身成为Pb、Zn的富集体，同时也能促使铅锌元素的沉淀，另一方面微生物死亡形成的腐殖酸具有表面积大，粘度高，吸附能力强的特点，对金属离子有很强的结合能力，此外有机质的分解，造成还原环境，使硫酸盐还原而提供硫质来源，从而形成铅、锌硫化物的初始富集;砾(粒)屑灰岩层表明风暴事件的产生，其导致了微生物群落的衰亡，也代表一次大的沉积间断，其上基本未发现矿化。研究表明:主矿化带与藻丘相藻灰岩组合50 m等厚线大致吻合，藻灰岩化学成分极纯而且性脆，是理想的容矿层，藻灰岩厚度中心即是矿床中心，藻灰岩组合之下为一套可塑性大的泥晶灰岩，藻灰岩组合之上则为性脆含膏白云岩层，对矿床起到圈闭作用。

再次，碳酸盐缓坡台地的特点是整个台地地势平坦且相对开阔，虽然台地边缘没有明显的镶边，但在台地边缘发育水体较浅的滩地和藻丘带，对水体交换有一定的阻隔性，形成有利成矿溶液沉淀的物理和地球化学障壁;由于后期挤压逆冲推覆、横向剪切，促使矿源层中的有用元素活化迁移，富集形成矿床。从找矿角度看，与其过分强调深大断裂控矿，而把范围局限在湘黔断裂附近，不如拓宽视域，更多地注意有利的相带，其效果更好。

总之，湘黔铅锌矿带主要受构造、地层与岩相三者的联合控制，但就形成机理来言，无论是地层格架形成、古地理背景演变中的沉积学问题，还是矿床形成的动力学和运动学问题等尚需进一步研究。

4 结论与讨论

通过分析研究区寒武系都匀阶清虚洞期岩石组合、沉积相变化、岩相古地理格局及控矿作用等特征，本文认为:

(1)研究区铅锌矿化受一定层位控制，清虚洞组下段第三亚段(2q1－3)中缓坡相灰色至深灰色厚层藻灰岩、灰－浅灰色厚层细－中砂屑灰岩、微生物碳酸盐岩礁(丘)是铅锌矿重要的容矿岩石类型。

(2)从北西至南东，沉积相带连续，混积潮坪、碳酸盐缓坡台地和台地前缘盆地等沉积相类型呈现有规律的变化，古地理格局具有东低西高、北浅南深(水深)的特点，沉积自北西向南东超覆，可划分出混积潮坪相、浅缓坡相、中缓坡相、深缓坡相和陆棚－盆地相。

(3)浊积岩－中缓坡相藻灰岩微晶丘和鲕粒灰岩沉积(含矿层)－砾(粒)屑灰岩层为区内最主要的控矿沉积相组合。

(4)微晶丘与同生断裂、微生物活动和海底热水活动有着密切的联系，其与铅锌成矿的关系有待进一步研究。

致谢论文修改中得到了专家宝贵的修改意见，野外工作中得到了武汉地质调查中心上扬子项目组的帮助，在此表示衷心感谢!

［附中文参考文献］

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