青藏高原东南缘金顶铅锌矿集区中新世沉积特征:大陆斜向碰撞带周缘前陆盆地沉积*

2022-12-08王宇薛传东杨天南梁明娟刘靖坤

岩石学报 2022年11期

王宇薛传东杨天南梁明娟刘靖坤

金顶铅锌矿集区位于青藏高原东南缘三江造山带中段的兰坪中-新生代红层盆地中部，以发育金顶超大型铅锌、白秧坪铅锌银、白洋厂大型铜银等热液矿床而闻名(图1；Houetal., 2007; 邓军等, 2010)，是我国重要的资源基地。兰坪盆地记录了新特提斯俯冲、印度-欧亚大陆碰撞等重大地质事件(Wangetal., 2001; Murphyetal, 2004; Spurlinetal., 2005; Molnar and Stock, 2009; Dupont-Nivetetal., 2010)，岩石组合复杂、构造变形强烈、地层层序及时代归属难辨，由此造成诸多区域地质演化和矿床成因等方面的争议。前人已从矿床学角度对金顶铅锌矿开展了大量研究，普遍认为其属MVT(密西西比河谷型)矿床(Xueetal., 2006, 2015; Chietal., 2017; Leachetal., 2017; Yalikunetal., 2018; Songetal., 2020)。然而，与成矿作用密切相关的赋矿围岩的时代、岩石组合、沉积环境、盆地构造属性方面却还没有取得共识(云南省地质矿产局第三地质大队, 1984(1)云南省地质矿产局第三地质大队. 1984. 云南省兰坪县金顶铅锌矿勘探地质报告; 曹仁关, 1986; 高广立, 1989; 高怀忠, 1989; 闕梅英等, 1998; 牟传龙等, 1999; 牟传龙和余谦, 2004; 付修根等, 2005; 高兰等, 2008；刘俊来等, 2009; 朱志军等, 2019)。

最近我们完成了金顶矿集区新一轮区域地质填图(图2；Liaoetal., 2020; Yangetal., 2021; Liangetal., 2022; 信迪等， 2022；薛力鹏等, 2022)，通过区域地层综合对比研究发现，金顶矿集区发育一套新的沉积地层——中新统金顶砂泥岩，以往普遍将其视为云龙组的一部分。除金顶矿区外，这套地层在剑川县马登镇、新华村及云龙县检槽乡等地区也普遍发育。结合区域资料(云南省地质矿产局, 1974, 1984, 1990; 沙绍礼和敖德恩, 2001; Schoenbohmetal., 2005)对比以及野外接触关系，这套地层的形成时代始于早中新世(Liangetal., 2022)，暂定名为金顶砂泥岩(Mio-j)，可能代表了青藏高原东南缘中新世周缘前陆盆地的一部分(Liangetal., 2022)。

鉴于填充序列的时、空变化特点是盆地构造属性和沉积环境的直接记录(McCann and Saintot, 2003; 闫臻等, 2008, 2018)，本文将基于详细野外地质调查和剖面测量，系统分析该套新识别地层的时、空变化特点，并结合区域资料探讨盆地构造属性，为深入了解大陆斜向碰撞造山带内地壳变形与大规模金属成矿之间的动力学关联提供新的依据。

1 地质背景

滇西北金顶铅锌矿集区位于青藏高原东南缘三江构造带中段的兰坪中-新生代盆地中部(图2)。兰坪盆地地处印度-欧亚大陆碰撞造山带东南缘的斜向碰撞带内，东邻雪龙山-点苍山构造隆起带，西接碧罗雪山-崇山构造隆起带。盆地基底岩系分为上、下两部分:下部为晚二叠世-中三叠世陆缘弧火山岩及碳酸盐岩夹碎屑岩组合，上部为上三叠统麦初箐组(T3m)海陆交互相碎屑岩及三合洞组(T3s)浅海相碳酸盐岩及砂砾岩。中-新生代兰坪盆地充填序列为：下白垩统景星组(K1j)、上白垩统南新组(K2n)、古新统云龙-果郎组(Pal-y+g)组成，并被始新统宝相寺组(Eoc-b)及中新统金顶砂泥岩(Mio-j)-上新统三营组不整合覆盖(Yangetal., 2014, 2021; Liangetal., 2022)。其中，新识别的金顶砂泥岩多被误认为云龙组的一部分。金顶砂泥岩与上覆的三营组之间为连续沉积。

地质调查结果显示，区域上Mio-j露头分布较零散，多呈近南北向的长条带状分布，以逆断层为东、西边界。在金顶铅锌矿附近，其主要分布于兰坪县城及金顶矿区周边，与下伏地层多呈断层接触(图2)；在云龙县检槽乡(信迪等， 2022)，呈近南北向带状展布于白洋厂矿区的西北部及中东部(图1)。

图1 兰坪盆地区域地质图(a, 据云南省地质矿产局, 1974(2)云南省地质矿产局. 1974. 云南省兰坪幅(G-47-XVI) 1:20万区域地质图, 1984(3)云南省地质矿产局. 1984. 云南省维西幅(G-47-X) 1:20万区域地质图修改)及地层柱状图(b)

始新统宝相寺组及其上覆地层之间的角度不整合面记录了新生代以来发生的多期次大规模构造-岩浆事件(Wangetal., 2001；Spurlinetal., 2005; Zhangetal., 2010；史鹏亮等, 2015；Liaoetal., 2020; Liangetal., 2022)，正是这些构造-岩浆事件引发了成矿热液活动(Xueetal., 2006, 2015; Leachetal., 2017; Songetal., 2020)。其中，晚始新世(约36Ma)大规模富钾岩浆事件、早中新世东西向地壳缩短事件(Liangetal., 2022)的成矿学意义尤其重大，后者形成了包括金顶超大型铅锌、白秧坪铜铅锌银多金属矿、白洋厂大型铜银等在内的100余处矿床及矿点(Xueetal., 2006, 2015; Houetal., 2007; 邓军等, 2010; Songetal., 2020; Zhenetal., 2021；信迪等， 2022)。下文将要论述的金顶砂泥岩即是早中新世东西向地壳缩短事件的沉积记录。

2 地层层序、岩性及分布特征

我们针对沿金顶铅锌矿区架崖山矿段露采边坡(图3a)、矿区北侧的北大沟 (图3b) 和大公甸沟 (图3c)出露的金顶砂泥岩进行了地层剖面实测，剖面位置见图2a。总体上，该套地层岩性以含灰岩角砾粉砂岩、泥岩与砖红色粉砂岩、泥质粉砂岩为主，下部夹石膏岩层、岩块、角砾及石膏脉，呈角度不整合上覆于T3s或E1y+g等老地层之上(图3d)。金顶砂泥岩是区域上主要的含石膏层位，局部地段成岩程度略低。

图2 金顶矿集区地质图(a)及实测剖面地质图(b)

据其岩性组合特征，将金顶砂泥岩(Mio-j)从下到上划分为四个岩性段:第一段(Mio-j1)为砖红色厚层-块状角砾岩，厚约22m；第二段(Mio-j2)为砖红-灰黑色含石膏含砾泥岩及石膏岩，厚约18～67m；第三段(Mio-j3)为砖红色厚层-块状细砂岩、泥质粉砂岩夹泥岩、砾岩，厚约54～278m；第四段(Mio-j4)为砖红色砂岩夹泥岩及砾岩，局部层位富含黄铁矿结核，厚度>308m。其中，金顶矿区内架崖山剖面连续出露三个岩性段，跑马坪出露第1～3岩性段，三选厂、北厂及矿区其他区域大多仅出露第1岩性段；矿区外围的北大沟剖面和大公甸剖面4个岩性段连续出露，其中第4岩性段部分层位含黄铁矿结核。各段岩性特征如下：

2.1 Mio-j1(砖红色厚层-块状角砾岩段)

在架崖山及大公甸地区，该岩性段不整合上覆于三合洞组(T3s)顶部古风化壳之上。在架崖山露天采场，可见较多小型逆断层切断该岩性段与T3s的不整合面(图4a)，但这些逆断层均终止于第二段，表明这些逆断层的同沉积特点。该岩性段的底部砾石成分包括灰岩、砂质灰岩以及含沥青、重油的灰岩等，还有少量砂岩、含灰岩角砾砂岩，基质为粉砂质和泥质。砾石呈棱角-次棱角状，砾径变化大，最大者可达数米，小者为数毫米，分选极差(图4b, c)，局部可见铅锌矿化(图4d)。显而易见，砾石主要来自下伏T3s。在北大沟地区该岩性段厚度较小，砾径也小于架崖山及大公甸地区，由紫红色砂质泥岩及粉砂岩角砾、岩块呈杂乱堆积层不整合于云龙-果郎组(Pal-y+g)之上，这些砾石分选差、无磨圆，显示出近源堆积的特点。

图4 金顶砂泥岩第一段-第三段(Mio-j1-Mio-j3)野外照片与正交偏光镜下照片

2.2 Mio-j2(砖红-灰黑色含砾含石膏泥岩-石膏岩段)

本岩性段中砾石明显小于第一岩性段，砾石成分也和下覆地层有关，主要是来自T3s的泥-细晶灰岩和含沥青灰岩或Pal-y+g的泥岩、粉砂岩，呈棱角-次棱角状，砾径约3～8cm。该岩性段的最大特点是含石膏岩，可分为两类，一类是沉积型石膏岩，另一类为构造底辟型石膏岩。前者通常与砖红色泥岩共生，发育同沉积滑脱褶皱；后者常夹杂黑色泥质，具有明显流动构造，部分石膏岩与砂泥混合并富含灰岩角砾，局部石膏结晶较粗(图4e)。本岩性段在架崖山地区较厚，两种石膏岩均有出露，而在北大沟和大公甸地区较薄。其中北大沟地区只出露沉积型石膏岩，大公甸地区只出露构造底辟性石膏岩。

2.3 Mio-j3(砖红色厚层-块状细砂岩、泥质粉砂岩夹泥岩、砾岩段)

该岩性段位于含砾含石膏泥岩之上，由砖红色厚层-块状细砂岩、泥质粉砂岩夹泥岩、及少量砾岩夹层组成，单层厚0.5～2m，层内不显层理构造。细砂岩的胶结物为石膏和方解石(图4f, g)；泥岩的钙质含量较高，多见板柱状、纤维状硬石膏(图4h)。砾石主要为泥质粉砂岩和砂岩，大小混杂，无磨圆(图4i)。本岩性段在架崖山地区厚度较大，且发育砾岩层，而在北大沟和大公甸地区厚度较小，无砾岩层。

2.4 Mio-j4(砖红色含黄铁矿结核砂岩夹泥岩、砾岩段)

该岩性段以薄-中层状粉砂岩、细砂岩为主，夹砾岩、中砂岩、薄层泥岩，成岩性差，成分成熟度较高，但结构成熟度较低(图5a)。整体来看，垂向上，粉砂岩、泥质粉砂岩、泥岩、细砂岩和砾岩组合构成多个亚沉积旋回，且反粒序旋回较多。本岩性段发育平行层理(图5b)、斜层理(图5c)、砂纹层理(图5d)、浪成波痕(图5e)、冲刷面(图5f)等沉积构造，多见同生形变构造，如(视)正断层、褶皱及液化砂脉等(图6a-c)。砾岩透镜体中砾石多呈叠瓦状排列，显示河道沉积特点。据此测量、统计的古水流方向为N、NNW向(图2)。其中，下部砾岩层的厚度与粒径较大，单层厚约2m，砾径最大达18cm(图6d)，向上逐渐变小，顶部单层厚约0.2m，砾径5～8cm。砾岩在横向上也存在相应的变化：北大沟地区的砾岩层数量、层厚与粒径均大于大公甸地区。

图5 金顶砂泥岩的第四段(Mio-j4)的野外照片与显微照片

图6 金顶砂泥岩第四段(Mio-j4)的野外照片与显微照片

Mio-j4中还见多层富含黄铁矿结核层(图6e)，结核大小约1～1.5cm，多位于泥质粉砂岩和泥岩层内。结核颜色整体较暗，多为黑绿色。宏观上，黄铁矿结核分布于纹层之间，赋存层位颜色较暗，呈灰绿色、灰黑色。结核由草莓状黄铁矿(粒度<35μm)胶结碎屑颗粒而成(图6f)。环绕结核常见土黄色环带，可能是黄铁矿氧化形成的蚀变晕。部分砖红色砂岩中含有油气斑点，显见具有较高的有机质含量。

3 沉积相类型及特征

根据沉积物组成、沉积结构，及其空间变化，可将金顶砂泥岩(Mio-j)之不同段划分为如下三种沉积相：冲-洪积扇、辫状河三角洲沉积和湖泊沉积。其中，辫状河三角洲相可细分为辫状河三角洲平原亚相和辫状河三角洲前缘亚相。各沉积相的平面分布如图7所示。

图7 金顶砂泥岩沉积相平面展布图

3.1 洪积相

洪积相由山区间歇性洪流堆积形成，因流速在出山口平缓地带迅速减小形成洪积扇，更远处形成洪积平原。洪积相沉积物分选性和磨圆性差，连续沉积厚度为几十至数百米，单层厚度大，为厚层-块状，缺少化石。其中，Mio-j1、Mio-j2为洪积相，以砾岩为主，Mio-j3为洪积平原相，为泥质砂岩或细-粉砂岩夹砾岩。从架崖山露天采场的出露情况(图4a)分析，金顶矿区的洪积扇砾岩主要保留在古地形的低凹处，其沉积之后地势变得较为平坦；随后发育辨状河及辨状河三角洲。

3.2 辫状河三角洲相

Mio-j4为金顶砂泥岩的主体岩性段，为辫状河三角洲相，包括辫状河三角洲平原及辫状河三角洲前缘两种亚相。

3.2.1 辫状河三角洲平原亚相

该亚相主要发育Mio-j4底部，是辫状河三角洲体系的陆上部分，由辫状河道和洪泛平原组成，以牵引流为主。辫状河道沉积岩性主要为中-粗砂岩和砾岩，具有粒度粗、分选差的特征，砾石具有一定的磨圆，发育平行层理，底部发育冲刷充填构造，侧向上呈透镜状，具正粒序结构(图5f)。该岩性段的砖红色-褐色泥岩夹砖红色粉砂岩、细砂岩，发育小型斜层理和平行层理(图5b)，为洪泛平原。

3.2.2 辫状河三角洲前缘亚相

辫状河三角洲前缘亚相主要发育在Mio-j4中部，构成辫状河三角洲的沉积主体。可细分为水下分流河道、水下分流河道间湾和席状砂共三种微相。古水流流向统计结果显示，河流总体向北北西方向流动，指示南东侧为高地貌区。

水下分流河道为辫状河三角洲河道的水下延伸部分沉积主体，岩性为小规模砖红色砾岩透镜体、砖红色细砂岩夹粉砂岩、砖红-灰白色粉砂岩夹泥岩，发育小型斜层理(图5c)和平行层理。

水下分流河道间湾为水下分流河道之间的凹陷地区，以悬浮沉降为主。该微相在区内为暗红-灰黑色泥岩夹粉砂岩，见水平层理及砂纹层理(图5d)。

席状砂是辫状河三角洲前缘成席状分布的砂体，形成于波浪作用较强的环境中。该微相在区内为砖红色粉砂岩、砖红色粉砂岩夹细砂岩，垂向上呈反韵律特点。

3.3 湖泊相

湖泊相一般分为滨湖、浅湖和半深湖-深湖三种亚相，区内仅识别出浅湖亚相，出现在Mio-j4顶部，其下部为辫状河三角洲前缘亚相，显示水体逐渐加深，岩性主要为灰白色粉-细砂岩夹泥岩。该沉积相水体循环良好，氧气充足，有机质含量高，内部炭化植物屑较多。灰白色细砂岩发育平行层理，层面受波浪扰动发育浪成波痕(图5e)。

4 讨论

4.1 金顶砂泥岩的沉积时代

自金顶铅锌矿床于1959年被发现和勘查开发以来，众多学者对矿区内的部分地层时代一直存在疑虑。Leachetal.(2017)指出，金顶矿区内三合洞组上覆的一套角砾岩及石膏岩与传统意义上的云龙组无法对应，其时代归属存疑。本次新识别的金顶砂泥岩即是原划归为云龙组-果郎组的地层。

对于这套新识别的金顶砂泥岩(Mio-j)地层，目前仍缺乏确切的年代学制约(Liaoetal., 2020; Yangetal., 2021; Liangetal., 2022)。但是，该套地层在区域上可以找到多处对应的层位，如剑川县马登乡、新华村，云龙县检槽乡及永平县曲硐乡等地区，其岩性组合及层位均可与剑川双河煤矿及马登江尾塘的双河组(Mio-s)灰黑、灰绿色泥-粉砂岩含煤岩系及含石膏地层相对比，可能代表了同时异相的沉积单元。前人利用化石资料将双河煤矿的含煤地层划归中新世(云南省地质矿产局, 1990; 沙绍礼和敖德恩, 2001)；在哀牢山东、西两侧，对应于含石膏地层层位的孢粉数据指示，其形成时代也为中新世(Schoenbohmetal., 2005)。区域构造分析(Wangetal., 2001; Spurlinetal., 2005; Zhangetal., 2010; 史鹏亮等, 2015; Yangetal., 2021；Liangetal., 2022)显示，在青藏高原东部的印度-欧亚大陆斜向碰撞带内，从约25Ma开始，地壳发生近东西向挤压构造，形成逆断层-掀斜走滑断层组合(thrust-and-tear fault；Liangetal., 2022)，金顶砂泥岩代表了这期变形引发的小型挤压型盆地沉积，同沉积逆断层(图4a)的发育指示该期盆地发育于挤压背景。

在金顶矿集区内，这套地层底部的角砾岩内含有发生铅锌矿化的灰岩角砾。这种矿化现象是同沉积期的灰岩角砾内H2S与成矿流体相互作用的结果(Chietal., 2017; Songetal., 2020)，并非代表了该地层沉积前发生了铅锌成矿事件。事实上，黄铁矿Re-Os法测年结果指示铅锌成矿年龄为25 ±3.6Ma(黄世强, 2019)，古地磁测量结果约束的成矿年龄为23 ±3Ma(Yalikunetal., 2018)。这些成矿年龄结果表明，金顶砂泥岩沉积的起始时限在25～23Ma之间。结合区域资料对比分析，这套地层的沉积应起始于金顶铅锌矿床成矿前的晚渐新世，主体为早中新世(Liangetal., 2022)。

4.2 中新世金顶砂泥岩的沉积特征

在兰坪盆地西部的河西、啦井一带，金顶砂泥岩不整合于始新统宝相寺组之上，盆地中部及金顶矿区内不整合于晚三叠世及白垩纪-古新世地层之上，盆地东部则多不整合于晚三叠世及始新世地层之上(图1、图2)。这一时期的盆地沉积以三角洲及湖泊环境为主，并可能广泛存在一些古隆起，将盆地分隔成若干沉积洼陷区。在金顶砂泥岩沉积早期，底部的砾岩、角砾岩指示了此时期盆地内多发育洪积相。砾岩的成分具有多样性，受控于当时暴露的下伏地层岩性。如在北大沟地区，下伏地层为白垩系及古新统云龙-果郎组，地层底部则可见砂岩、泥岩角砾与岩块；而在架崖山地区，下伏地层为上三叠统三合洞组灰岩，其底部角砾成分多为灰岩及沥青灰岩等。

辫状河三角洲前缘多为水动力作用较强的弱氧化环境(赵国祥等, 2018)，黄铁矿结核一般形成于静水还原环境中(Rickard, 2012)，这两者的环境截然不同。而在金顶砂泥岩中，黄铁矿结核大量出现在辫状河三角洲前缘沉积物内，部分黄铁矿结核产于砖红色砂岩中，尤其是辫状河三角洲前缘内还频繁出现富有机质的灰绿-灰黑色砂泥岩，这一现象较为反常。结合这套地层岩性组合及沉积环境看，我们推测在金顶砂泥岩沉积的晚期，伴随区域性的构造活动，盆地内部形成一系列同沉积期的逆断层和走滑-掀斜断层以及规模较小的正断层组合，使上三叠统三合洞组岩层中蕴含的丰富古油气藏破裂(Xueetal., 2006; Songetal., 2020; Muetal., 2021)，部分油气外泄而进入金顶砂泥岩沉积物中，使金顶砂泥岩辫状河三角洲前缘的砖红色砂岩中形成了黄铁矿结核、以及富有机质及黄铁矿的灰绿-灰黑色砂泥岩。其中，断层成为沟通区内金顶砂泥岩早期富钙沉积和古油气藏的通道，古油气藏泄露的H2S被氧化，即与富钙质的盆地卤水结合形成石膏(来瑞娟, 2017)。这些石膏还可包裹与断层活动同期产生的岩屑及砾石。

金顶砂泥岩上部沉积物的粒度向上变细，这可能是在兰坪盆地中新世充填过程中，受区域上近E-W向挤压应力的影响(Yangetal., 2021; Liangetal., 2022)，地壳持续收缩导致了湖进现象。在金顶砂泥岩沉积之后，盆地沉积仍继续受到挤压作用的影响，盆地充填物弯曲变形，形成开阔褶皱；持续挤压造成盆地不均匀抬升，暴露在地表的沉积物遭受剥蚀，形成目前极不连续的出露状态。

4.3 金顶砂泥岩中同沉积构造的成因

约25Ma以来，兰坪地区发育的周缘前陆盆地伴生一系列近SN走向的逆断层与褶皱，并被近E-W向掀斜走滑断层错断，构成了逆断层与撕裂断裂的构造组合样式(图2)(廖程, 2021; Liangetal., 2022)。金顶砂泥岩底部的近源堆积角砾岩、广泛发育的辫状河三角洲环境及同沉积构造，都直接指示了这套地层在沉积时经历了持续性的构造运动。

同沉积断层是一种脆性的同生变形构造，多被记录在固结-半固结的粉-细砂岩中，变形尺度较小，常尖灭于未变形层中。其形成是由于沉积物受到的压力不断增加，直至超过自身的抗拉强度时，小型断层便开始在半固结-固结沉积物中传播，从而形成一系列断层(Grimm and Orange, 1997)。在金顶砂泥岩中识别出较多的同沉积断层，其中最下部层位发育同沉积逆断层(图4a)，而上部层位则发育同沉积视正断层(图6a-c)。如果将层面恢复至近水平状态，绝大部分(图6b, c)视正断层实际为逆断层。这反映其沉积期间，受到印度大陆向北北东俯冲至欧亚大陆之下(Kumaretal., 2015; Yangetal., 2021; Liangetal., 2022)的斜向分量影响，位于斜向碰撞带内的兰坪地区广泛遭受近东西向挤压，金顶砂泥岩沉积期间便遭受了挤压作用的影响。

4.4 周缘前陆盆地沉积的区域地质意义

古新世-渐新世期间，青藏高原东南缘地区发育剑川盆地、马登盆地、丽江盆地(Yangetal., 2014; Gourbetetal., 2017; 沈青强等, 2017; 廖程, 2021)及兰坪盆地等一系列规模不等的周缘前陆盆地。这些盆地多呈狭长带状展布，其走向及沉积中心均受到逆冲及走滑断层的控制，常表现为靠近褶冲带一侧的沉积厚度较大。

金顶砂泥岩是一套粗碎屑陆相沉积岩，且砾岩较多，岩屑的分选性和磨圆度均较差，厚度变化较大，相变急剧，为周缘前陆盆地中的磨拉石沉积建造。磨拉石建造可以记录造山作用与前陆盆地改造及演化过程(周鼎武等, 1996; 陈杰等, 2001)。因而，该套新地层在剑川马登、云龙及永平等地区的断续出露(廖程, 2021; Yangetal., 2021; Liangetal., 2022)，反映这些盆地的形成受控于印度-欧亚大陆碰撞背景下近东西向挤压构造。这一认识为深入了解大陆斜向碰撞造山带陆内盆地构造演化和大规模金属成矿作用提供了新的依据。