兰坪盆地古近系云龙组元素地球化学特征及其古环境的恢复

2020-08-19刘小康张治波朱志军吴川福魏星星刘海燕金腾瑞白玛曲宗

煤田地质与勘探 2020年4期

刘小康，张治波,2，朱志军，吴川福，魏星星，刘海燕，金腾瑞，白玛曲宗

(1.陕西省一九四煤田地质有限公司，陕西铜川 727000；2.中国矿业大学资源与地球科学学院，江苏徐州 221008；3.东华理工大学地球科学学院，江西南昌 330013；4.浙江省丽水市景宁畲族自治县应急管理局，浙江丽水 323500；5.江西省地质调查研究院，江西南昌 330013；6.新疆油田公司勘探开发研究院，新疆克拉玛依 834000；7.中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院，北京 100083)

兰坪盆地铅锌银铜多金属矿产资源丰富，同时石膏岩也达到工业开采规模，备受重视。沉积盆地中沉积环境的研究在寻找煤炭资源[1]和油气资源的圈定[2]等方面起到重要作用；王海军等[3-4]对陕北侏罗纪煤层顶板的沉积环境研究，为煤矿顶板稳定性和矿井防治水提供依据；林中月等[5]通过沁水盆地古构造和沉积环境，结合构造应力场和沉降史恢复等手段，揭示煤系的形成规律；鲁静等[6]认为沉积环境分析是了解和认识煤系的重要方法和手段之一；余烨等[7]认为通过沉积环境分析，可为沉积相的判别提供依据；高德燚等[8]认为温暖湿润的气候和较为还原的环境为有机质的堆积和保存提供了有利条件，为页岩气的成藏提供了物质基础；彭立才等[9]研究冷科1 井岩心元素地球化学特征，认为元素地球化学方法可作为层序界面识别的一种依据；宋立军等[10]研究了淮北煤田二叠系沉积环境，认为沉积环境与聚煤关系密切。

因此，针对矿产资源丰富的兰坪盆地，开展沉积环境研究具有重要意义。相关学者在兰坪盆地内已做了大量的工作。研究认为，蒸发岩建造中的易溶盐类提供高盐度含矿流体，而高盐度含矿流体为铅、锌、锶、钡等金属成矿提供来源，同时蒸发岩中的硫酸盐类还是还原硫的源岩[11]；王安建等[12]提出金顶矿床为构造推覆-盐丘穹窿-区域伸展-油气聚集-流砂底辟-流体排泄-金属沉淀的成矿模式；兰坪盆地古近系的蒸发岩发育在低位体系域，低位的沉积充填与气候有关，可能具有找钾盐的潜力[13]；在云龙组、景星组、麦初箐组和三合洞组灰岩内发现了大量盐构造，局部形成穿刺构造，其中含有石膏、沥青和岩盐，同时含有强烈的硫酸盐及金属硫化物[14]；研究区铅锌矿床所需的大量H2S 是硫酸盐的热化学还原成因(TSR)形成的，矿区地层大量的膏盐体是H2S 的主要来源，在成矿过程中可能提供了大量的NaCl，以作为Pb、Zn 等金属离子长距离迁移的络合剂[15]，金顶矿区膏盐主要来自于三叠纪的海相地层[16]；兰坪盆地膏岩的形成环境、物质来源与贱金属矿密切相关[17]。综合前人研究成果可以看出，针对古近系云龙组的膏泥、灰岩、砂岩、泥岩和石膏的形成古气候及沉积环境研究较少，而兰坪盆地的铜银铅锌多金属矿多数在云龙组地层中，且含矿岩石多为砂岩型、角砾岩型矿石，同时又与膏泥、灰岩、砂岩、泥岩和石膏伴生。这些岩石形成时的古水体环境能够为金属矿产的沉淀提供必要条件，有利于金属阳离子与盐类阴离子的结合沉淀成矿。为此，笔者通过对兰坪盆地古近系云龙组的古温度和环境进行探讨，以恢复盆地在金属成矿时期的古环境，为进一步挖掘盆地内矿产资源潜力提供依据。

1 区域地质背景

兰坪盆地处于欧亚板块与印度板块的缝合部位，在金沙江-哀牢山断裂带与澜沧江断裂带之间，是三江褶皱带的组成部分[17-18](图1)。盆内发育中-上三叠统、侏罗系、白垩系、古近系的大量石膏岩、泥岩、灰岩、膏泥和砂岩建造。研究区内的化学岩类和碎屑岩类分布在兰坪县、维西县和云龙县等地，集中在古近系云龙组。其云龙组下部在干旱的气候条件下形成了含盐地层，沉积了一套石盐、石膏的蒸发岩建造[19-20]，之后云龙组上部沉积了一套含碳酸盐岩的碎屑岩地层，记录盆地由盐湖—干盐湖—淡水湖泊沉积的过程[21]；同时发现少量钾盐[22-23]，而钾盐矿物是卤水演化到最终阶段的产物，需要较长时间干旱的气候条件[24-25]。这些化学岩和碎屑岩在古近系云龙组成层性较好，水体盐度较高，处于干旱环境，形成了一套蒸发岩系建造[26]。

图1 兰坪盆地区域地质图(据文献[27]修改)Fig.1 Regional geological map of Lanping basin

通过野外踏勘，云龙组由一套泥岩、膏泥岩、砂岩和石膏岩充填而成，其组构特征为：石膏岩主要发育在底层，一般在红色砂岩或者泥岩下部，以灰绿色、紫红色膏泥的形式出现(图2a—图2c)，在断裂附近则以含膏岩的角砾岩形式出现(图 2d—图2g)，在单偏光下，石膏为白色颗粒，与炭质泥岩混合，并且能够发现明显的过渡现象(图2j)，正交偏光下，石膏的颜色亮丽多色，以放射状和混合颗粒状出现(图 2k—图 2l)。砂岩以厚层、薄层和砂泥互层形式出现，砂岩和泥岩均为紫红色，而云龙组底部由于沉积石膏岩和灰岩，则出现还原环境下的灰绿色泥砂岩，且发育比较广泛(图2b)，均为灰绿色膏泥岩，此处位于沘江公路旁边，且发育紫红色和灰绿色砂岩的波痕构造(图2g—图2i)。灰岩角砾主要分布在断层破碎带附近，被泥岩和石膏胶结，角砾中含有方解石细脉(图2e—图2f)，膏泥和石膏可能是由于构造运动将形成的灰岩破碎后，与泥砂岩混合形成，方解石细脉可能是后期充填在灰岩裂隙中而形成的。

2 样品测试与分析

采集兰坪盆地云龙组新鲜岩石样品共13 件，均来自白洋厂及金顶铜银铅锌贱金属矿区，其中，泥岩1 件，膏泥岩5 件，灰岩5 件，砂岩1 件，石膏1 件，取样层位如图3 所示。所有样品均为新鲜岩石块样，在室内破碎后，取其最新鲜部分，玛瑙钵研磨至200 目(0.74 μm)，装入样品袋备用。所有测试由核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。采用电感耦合等离子质谱仪，在室温20℃、相对湿度30%的环境下，进行微量元素和稀土元素测试，相对误差小于10%。

3 岩石地球化学特征

3.1 微量元素特征

图2 兰坪盆地典型岩石学特征Fig.2 Typical petrological features of Lanping basin

对砂岩、膏泥、灰岩、石膏和泥岩样品中Ga、Rb、Cd、In、Sb、Cs、W、Pb、Bi、Nb、Ta、Zr、Hf 等微量元素进行测试，结果见表1。

由表1 可知，膏泥中微量元素Ga、Cd、In、Cs、W、Pb、Zr、Hf 含量平均值均小于地壳值，Rb、Bi、Nb 和Ta 元素含量平均值均大于地壳值；砂岩中Ga、Rb、Cd、In、Cs、W、Ta、Zr、Hf 元素含量平均值均小于地壳值，而Sb、Pb、Bi、Nb 元素含量平均值均大于地壳值；灰岩中Ga、Rb、Cd、In、Cs、W、Ta、Zr、Hf 元素含量平均值均小于地壳值，而Sb、Pb、Bi、Nb 元素值均大于地壳值；石膏中Ga、Rb、Cd、In、Sb、Cs、W、Pb、Bi、Nb、Ta、Zr、Hf元素含量平均值均小于地壳值；泥岩中Ga、Cd、In、W、Zr、Hf 元素含量平均值均小于地壳值，而Rb、Sb、Cs、Pb、Bi、Nb 元素含量平均值均大于地壳值，尤其是Pb 元素含量是地壳值的12.5 倍。所有岩样中微量元素表现出明显富集Rb、Pb、Zr；与地壳值相比岩样中富集Rb、Pb；特殊的是地壳中富集W，而所有岩样中均出现W 亏损的特征(图4)。综上所述，白洋厂和金顶铜银铅锌多金属矿区岩石具有相似的物质来源，与地壳相比，其来源不仅仅是地壳，还可能有其他来源的多元混合成因；5 种岩样相比，泥岩更富集金属矿，其次是灰岩和砂岩，同时也表明含矿岩石主要来自地壳。

图3 兰坪盆地地层岩性及采样位置(据文献[16]修改)Fig.3 Stratigraphic lithology and sampling location of Lanping basin(revised according to reference[16])

表1 兰坪盆地岩石微量元素含量Table 1 Trace element content in rocks of Lanping basin

图4 样品微量元素平均含量蛛网图(地壳值[18])Fig.4 Spider web diagram of the mean of the trace elements of samples(crustal value source[18])

3.2 指示元素特征

有些微量元素对环境变化敏感，具有指示氧化还原环境的特性，用以推断其形成时的古环境；有些元素对温度变化特别敏感，可以用来反映当时形成的温度变化特征。目前，经常用到的特征微量元素有Cu、Zn、Sr、Ba 等。本文选取13 件岩石样品微量元素含量(表2)。其中，砂岩的Cu、Sr、Ba 含量明显高于其他岩石，尤其是Ba 的含量异常高，可能受到天青石的影响，因为在矿区发现有天青石矿与其伴生，而天青石矿的主要成分为BaSO4。王安建等[12]在兰坪盆地也发现石膏、天青石、重晶石等与贱金属矿伴生，本文测试结果中Sr 和Ba 含量异常高，与其吻合，说明砂岩在成岩过程中受到这些矿物的影响。

利用m(Cu)/m(Zn)、m(Sr)/m(Cu)和m(Sr)/m(Ba)等特征参数值能够很好地反映沉积时期的氧化-还原环境和古水体的盐度[29-34]。其中，m(Cu/m(Zn)常被用来指示氧化-还原程度，田景春等[28]认为m(Cu)/m(Zn)＜0.21，为还原环境，在 0.21～0.35时为弱还原环境，在0.35～0.50 时为还原-氧化环境；m(Sr)/m(Cu)常被用来判断气候温湿和干热的重要指标，当m(Sr)/m(Cu)介于1～10 指示温湿气候[33-35]，大于10 时，指示干热气候；m(Sr)/m(Ba)常被用来反映古水体的盐度，当m(Sr)/m(Ba)＞1.0 时，为海相咸水，介于0.6～1.0 为半咸水，小于0.6 时，为陆相淡水[32]。通常利用Sr 元素的质量分数(y)和温度(T)的关系来估算古水温，即：y=2 578-80.8T[28]。基于前人的研究认识，本文采用m(Cu)/m(Zn)、m(Sr)/m(Cu)、m(Sr)/m(Ba)元素特征参数值和古水温计算公式，对兰坪盆地云龙组砂岩、膏泥、灰岩、石膏和泥岩中相关元素比值进行计算(表2)，并推测古环境。

表2 兰坪盆地岩石微量元素含量及特征值Table 2 Content of characteristic values of the trace elements in rocks of Lanping basin

由表2 可知，膏泥和石膏的m(Cu)/m(Zn)的平均值分别为0.28 和0.38，均处于0.21～0.35；灰岩、砂岩和泥岩膏的m(Cu)/m(Zn)的平均值分别为0.93、1.49 和0.56，均大于0.35～0.50，指示膏泥和石膏形成于弱还原环境而灰岩、砂岩和泥岩膏形成于氧化环境。膏泥、灰岩和石膏的m(Sr)/m(Cu)平均值分别为18.92、66.20 和171.37，远远大于10，指示干热气候，而砂岩和泥岩的m(Sr)/m(Cu)平均值分别为8.42 和2.59，介于1～10，指示形成于温湿气候环境；膏泥、灰岩和石膏的m(Sr)/m(Ba)平均值分别为1.09、23.06 和 59.42，均大于 1.0，而砂岩和泥岩的m(Sr)/m(Ba)平均值分别为0.14 和0.34，均小于0.6，指示膏泥、灰岩和石膏形成于海相咸水环境，砂岩和泥岩形成于陆相淡水环境。通过Sr元素与古水温法关系式[28]，计算得到膏泥形成时的古温度为26.91～31.42℃，平均29.79℃；灰岩形成时的古温度为15.54～31.13℃，平均22.74℃；砂岩形成时的古温度为17.83℃；泥岩形成时的古温度为28.64℃；石膏形成时的古温度为26.94℃。结合野外沉积特征，推断研究区地层古温度经历了升温(石膏)—降温(灰岩)—升温(膏泥)—降温(砂岩)—升温(泥岩)的过程。

4 讨论

4.1 古环境

兰坪盆地晚三叠世进入相对稳定的环境，沉积区域较宽，形成了一套海相磨拉石沉积，侏罗纪和白垩纪沉积环境发生了根本性的转变，由海盆沉积转换为陆盆湖相沉积，发育一套河湖相沉积。古近纪时期，湖盆进一步萎缩，发育了滨-浅湖及半深湖相沉积和冲积扇及辫状河沉积体系。而古近纪云龙期沉积了石膏、灰岩、砂岩和泥岩沉积建造[35-36]，这些沉积岩的微量元素特征值能够很好地恢复其沉积环境。由兰坪盆地中各岩样的m(Cu)/m(Zn)值得出，膏泥和石膏形成于弱还原环境，砂岩、灰岩和泥岩形成于氧化环境。一般认为，还原环境主要形成于深湖相，沉积物在深水中缺氧沉积，而弱还原环境则表明云龙期盆地内湖水开始蒸发浓缩，由缺氧环境向有氧环境转化，湖水盐度开始增大，形成化学岩类沉积物，这与沈立建等[37]利用碳氧同位素分析结果相吻合，也说明微量元素特征比值在沉积环境指示方面应用的可行性。盆地内岩样中m(Sr)/m(Cu)值表明，膏泥、灰岩和石膏形成于干热环境，而其沉积正是需要湖水盐度的不断增加，盐类离子浓度增高到达结晶点，产生化学沉积，在湖盆底部形成一层化学沉积岩；砂岩和泥岩形成于温湿气候，说明化学岩类沉积之后，盆地云龙期的古气候环境发生变化，开始由干热转向温暖湿润的环境，湖水的蒸发速率明显降低，而石膏、灰岩、砂岩和泥岩的m(Sr)/m(Ba)值表明膏泥、灰岩和石膏形成于海相咸水环境，海水浓度相对较高，为化学岩类的沉积提供了物质基础，有利于化学岩类的沉积。m(Sr)/m(Ba)值表明，砂岩和泥岩形成于陆相淡水环境，湖水盐度降低。综上分析认为，盆地内古近纪云龙期石膏、灰岩和膏泥形成于干热的海相咸水环境，从野外沉积特征上看，石膏、灰岩和膏泥沉积于云龙组的底部，向上逐渐开始以砂岩和泥岩沉积为主，气候沉积环境演化则由有利于石膏、灰岩和膏泥沉积的干热海相咸水环境向有利于砂泥岩沉积的温暖湿润陆相淡水环境转变。

4.2 古温度

沈立建等[37]对灰岩的碳氧同位素进行研究，认为古湖水的温度为35.5～44.3℃，平均41.4℃，而云南地区湖水温度为21.7～27.3℃，兰坪地区海拔较高，湖水温度略低于平均温度[38]，结合云龙组的形成时代，怀疑云龙组初期，盆地处于古新世和始新世交接的极热气候环境。这一时期，温室气体增加、全球气温升高，短期内极端干旱，碳酸盐岩碳同位素发生负漂移，以及方解石的补偿深度降低等[39-41]。本次利用岩样中Sr 元素含量，计算出石膏、灰岩、膏泥、砂岩和泥岩的形成温度依次为26.94、22.74、29.79、17.83 和28.64℃，其中，灰岩的形成温度与沈立建等[37]利用碳氧同位素计算结果出现偏差，这可能由于云龙组形成初期湖水盐度过高，在干热的环境中开始沉积盐类，到极热的高温时，湖水的盐度已经开始降低，转变为陆相淡水湖，泥岩和砂岩开始沉积，通过野外观察也发现云龙组出现泥裂和波痕构造，这也说明盆地古新世和始新世期间发生过极热事件，并不是初期盐类的沉积时期，而是后期的砂泥岩沉积时期，具体的热事件发生时代，还需要采用年代学进一步考证。因此认为，兰坪盆地云龙期的沉积初期湖水温度并不高，可能是其浓度过高，盐类开始沉积，到泥岩和砂岩沉积时期，温度升高，但是湖水的盐类沉积能力已经明显降低，转变为陆相淡水湖沉积，这与王苏民等[38]关于云南地区湖水温度为21.7～27.3℃存在偏差，这可能是因为沉积过程中，气温的周期性变化所致，且此次得出的总体温度变化范围为15.54～31.42℃，明显大于21.7～27.3℃，说明云龙期云南地区湖水温度变化范围明显大于现代湖水的温度变化范围。

4.3 环境演化模式

兰坪盆地云龙组沉积了一套由石膏、灰岩、膏泥、砂岩和泥岩充填而成的厚层沉积物。张治波等[17]通过对云龙组碎屑岩的研究认为，盆地的沉积物主要来源于东西缘造山带的陆源沉积物，其古环境主要经历了蒸发的海相咸水弱还原环境，古温度比较高，形成了石膏、灰岩和膏泥沉积物互层，其中，膏泥沉积阶段盆地内有少量陆源碎屑物加入。随着温度、古水体和含氧量的变化，东西缘造山带剥蚀程度不断增强，沉积了一套厚层砂岩沉积物，之后气候温暖湿润，为陆相淡水氧化环境，沉积了1 层泥岩沉积物。按照兰坪盆地古近系云龙组的沉积环境特征，可将其划分为海相咸水弱还原环境和陆相淡水氧化环境2 个沉积环境阶段(图5)。

a.海相咸水弱还原环境兰坪盆地古近纪云龙期初期，古湖水温度由26.94℃开始上升，沉积析出了1层石膏岩，之后温度又降低为22.74℃，析出1层灰岩沉积层，而后上升到29.79℃，陆相沉积物开始加入，沉积了1层膏泥岩(图5a)，其陆源碎屑物主要来自盆地东西缘的造山带，这指示了水体不断变浅的过程。

b.陆相淡水氧化环境兰坪盆地古近纪云龙期后期，随着陆源物质的不断加入，沉积环境由海相咸水向陆相淡水转变，湖水浓度开始降低，沉积了1 层砂岩和泥岩，由缺氧的弱还原环境向富氧的氧化环境转变，气候温暖湿润，温度由17.83℃上升至28.64℃，但总体还是没有上升到盐类沉积时的温度(图5b)，其陆源碎屑物主要来自盆地东西缘的造山带。

整体来看，兰坪盆地的碎屑岩主要来源于盆地东西缘的造山带，化学岩类主要来自古海水的化学沉积，这些沉积过程都受到云龙期沉积环境的转变，受到了升温-降温-升温-降温-升温这一温度变化过程的影响。