滇西白洋厂砂岩型铜矿区逆冲-掀斜走滑断层组合控矿构造解析*

2022-12-08信迪杨天南梁明娟廖程董猛猛王维刘靖坤

岩石学报 2022年11期

信迪杨天南梁明娟廖程董猛猛,3 王维刘靖坤

详细揭示矿区构造变形历史是探究控矿构造的基础。创立于二十世纪初、成熟于二十世纪五十年代的构造解析方法(structural analysis method；Hobbsetal., 1976)依然是揭示区域构造变形历史的有效手段。众所周知，开展矿区构造解析十分困难，主要原因有三：(1)大部分矿床形成于地壳浅表层次，在变形早期，脆性断裂作用极易将岩层切割成不同尺度的块体；之后，这些块体可能发生递进变形或变位，导致地层连续性被破坏以及不同块体呈现不同的构造样式(构造几何形态及产状)。因而，在构造解析过程中难以“见微知著”(Hobbsetal., 1976)。(2)为了保持应变的相容性(strain compatibility；Ramsay and Huber, 1987)，具有不同变形样式的块体之间必然出现各种形态的空隙。它们在地表、近地表环境下很快被碎屑物、岩块充填，造成露头的不连续和地层结构、构造的破坏，增加了地层合理对比的难度。(3)矿区热液活动强烈，变形与热液活动的耦合强化了上述构造、地层及露头的不连续性，不同程度地改造了矿化地层，使得地层对比难上加难。因而，到目前为止，成功的矿区构造解析(Lin, 2001)并不多见，这一现状影响了对成矿过程的理解。

通过区域地质填图揭示可识别的地层单元是在构造复杂区开展构造解析的第一步(Fossen, 2016)。最近作者团队完成了横跨兰坪盆地的两幅1:5万、两幅1:2.5万区域地质图的填制，梳理并重新构建了兰坪盆地地层单元，为开展矿区构造解析奠定了良好基础。本文基于白洋厂地区1:2.5万区域地质调查结果，尝试分析了白洋厂铜矿床矿区构造，试图揭示主要的控矿构造，为理解砂岩型铜矿床成因提供来自构造地质学方面的约束。

1 构造背景及科学问题

自～60Ma开始(Huetal., 2016)，印度大陆与欧亚大陆发生碰撞。印度大陆持续挤入到欧亚大陆内部，在印度大陆以北、以东的欧亚大陆内分别形成正向碰撞带、侧向碰撞带，前者为青藏高原主体，后者为藏东南三江造山带(Mattaueretal., 1999; Hodgesetal., 2001)。通过近一个世纪的研究，特别是最近20年新数据的大量发表，青藏高原及周缘新生代地质体的时空分布规律渐趋清晰(杨天南等, 2019)。通过对现有地质、地球物理、地球化学、地质年代学资料的收集、整理，我们发现根据完全不同的新生代地质记录和特征各异的岩石圈地震波结构，侧向碰撞带由北向南可划分为三段，界线走向NEE(图1)：(1)北段为藏东地区，具有与青藏高原中部相同的始新世挤压盆地(Kappetal., 2005)和中新世超级大湖盆地(Wuetal., 2008)；(2)中段为岩石圈过渡带(即始新世岩浆岩集中带，其包含侧向碰撞带内体量超过70%的新生代岩浆岩;董猛猛等，2022)，呈NEE-SWW向，宽约250km，具有与西藏中东部相同的始新世挤压盆地沉积记录但不同的中新世沉积记录；(3)南段为岩石圈过渡带以南地区，即藏东南及东南亚地区，出露的始新世和中新世的地质特征与西藏中部和东部明显不同，但中新世的沉积记录似乎与岩石圈过渡带相同(Yangetal., 2021)。

图1 印度-欧亚大陆侧向碰撞带大地构造格架(据Yang et al., 2021修改)

三江造山带主要的沉积岩容矿贱金属矿床如金顶超大型锌铅矿床(Xueetal., 2007；Leachetal., 2017)、白洋厂大型铜矿床(何文举, 1987)、白秧坪铜-铅-锌-银多金属矿床(薛春纪等, 2003; Tangetal., 2022)等位于岩石圈过渡带内(图2)。这些沉积岩容矿贱金属矿床与过渡带内强烈的岩浆活动有何关联是值得进一步探讨的问题。现已发表的构造地质研究成果主要针对碰撞晚期(30Ma以后)形成的构造(刘俊来等, 2006; Yangetal., 2014)，而碰撞早期形成的构造鲜有涉及。最近完成的1:5万区域地质填图以及详细的构造解析揭示了兰坪盆地完整变形历史(Liangetal., 2022)，包含两次地壳缩短(60～50Ma和25Ma以后)，其间被一次地壳旋转(50～25Ma)分开(Qiuetal., 2018)。但是，仍不清楚的是各期变形与不同类型沉积岩容矿贱金属矿床之间的动力学关联。如，不同的矿床是否受同一期构造控制？如果是，那么究竟是哪一期构造控制成矿？

位于滇西的兰坪盆地内发育多个砂岩型铜多金属矿床(李峰等, 1995)，如兰坪新建-尼甸矿床和云龙白洋厂矿床(图2; 何文举, 1987)。经典的沉积岩容矿层状铜矿床不管是开放型还是封闭型都是形成于伸展背景下的张性盆地内(Hitzmanetal., 2010)。然而有别于典型的砂岩型矿床，兰坪盆地内的砂岩型铜矿床发育于陆-陆碰撞造山带内，形成于地壳缩短的构造背景之下(Houetal., 2009; 宋玉财等, 2011)，此点已成为矿床学界的共识。

图2 兰坪盆地地质简图暨多金属矿床分布图(据云南省地质矿产局区域地质调查队, 1974(1)云南省地质矿产局区域地质调查队. 1974. 1:20万兰坪幅(G-47-XVI)区域地质调查报告. 昆明: 云南省地质矿产局, 1-147, 1979(2)云南省地质矿产局区域地质调查队. 1979. 1:20万永平幅(G-47-XVII) 区域地质调查报告. 昆明: 云南省地质矿产局, 1-175, 1984(3)云南省地质矿产局区域地质调查队. 1984. 1:20万维西幅(G-47-X) 区域地质调查报告. 昆明: 云南省地质矿产局, 1-352修改)

目前对于兰坪地区砂岩铜矿床的成因争议主要集中在成矿物质来源，表现为两种主流观点：(1)前陆盆地沉积期后的盆地卤水演化形成的浅源低温热液后生矿床，成矿作用基本上与岩浆活动无关(Heetal., 2009; 朱志军等, 2014)；(2)深源成矿流体沿断层破碎带上升至上地壳，与大气成因盆地卤水混合导致富集成矿(Ji and Li, 1998; 刘家军等, 2010; Chi and Xue, 2011)。这两种观点均强调构造变形对矿化的控制作用，而通过矿区详细构造解析揭示成矿与特定构造变形的时空关系有助于解决有关成矿时代、成矿物质来源问题，进而构建更为合理的成矿模型。

2 兰坪盆地地层格架

综合现有区域地质调查成果以及近年来发表的同位素测年数据，兰坪盆地由白垩系-古新统红层组成(梁明娟, 2016)，其覆盖在古特提斯洋俯冲及随后陆-陆碰撞形成的陆缘弧岩浆岩及前陆盆地之上(Yangetal., 2014)；印度-欧亚大陆碰撞引发的两次地壳缩短造成红层发生变形，其上覆盖了两个阶段的磨拉石沉积(Liangetal., 2022)。因而，兰坪盆地出露的岩石可划分为三个构造地层单元(梁明娟, 2016; 杨天南和薛传东, 2022)：(1)兰坪盆地基底；(2)盆地填充物；(3)不整合覆盖于变形盆地填充物之上的两个磨拉石序列(图2; Liangetal., 2022)。

兰坪盆地的基底由二叠系-中三叠统火山-沉积序列和上三叠统前陆盆地沉积序列两个单元组成(Liangetal., 2022)。前者下部为上二叠统上兰组砂岩、粉砂岩、泥岩、灰岩，含少量凝灰岩夹层；上部为上二叠统-中三叠统攀天阁组英安岩、流纹岩和少量玄武岩；二者均属于古特提斯俯冲作用形成的江达-维西-云县弧的一部分(Yangetal., 2014; 梁明娟等, 2015; 唐靓等, 2016; Xinetal., 2018)。上三叠统前陆盆地沉积序列不包含火山岩，属于Burchfiel and Chen (2012)提出的过渡单元(Transitional Unit)的一部分。该沉积序列分为两部分，下部为麦初箐组(T3m)，上部为三合洞组(T3s)。麦初箐组为一系列深灰色泥质粉砂岩和泥岩，夹少量砂岩，含有丰富的植物碎片、双壳类和腹足类化石。三合洞组由灰色-深灰色含燧石结核的生物碎屑灰岩、微晶灰岩和泥晶灰岩组成，局部为白云质灰岩，深色砂屑灰岩中普遍含有游离的硫化氢气体。

兰坪盆地充填物不整合覆盖于古特提斯阶段形成的基底之上，由白垩系-古新统紫红-砖红色陆相碎屑岩组成，从下至上划分为下白垩统景星组(K1j)、上白垩统南新组(K2n)、上白垩统虎头寺组(K2h)、古新统云龙组(Pal-y)和果郎组(Pal-g)，主要由灰紫色、紫红色、暗红色、灰绿色细砂岩、粉砂岩和泥岩组成，多发育槽状、板状斜层理和波痕，常见虫孔、植物根茎化石和钙结核，砂岩中局部含砾岩层或砾岩透镜体。由于没有确切的年代学数据制约，各组的顶、底面时代并不确定。在永平县永保桥地区存在一套浊积岩沉积序列，其角度不整合覆盖在红层之上。浊积岩下部火山岩夹层锆石U-Pb年龄为48Ma (Yangetal., 2021)，表明果郎组老于早始新统。曾招阳等(2020)报道了景星组底部伊利石K-Ar年龄(约106Ma)，可能接近于景星组开始沉积的时间。

不整合覆盖于盆地基底和充填物之上的两套磨拉石序列分别是始新统(Eocene)宝相寺组(Eoc-b)和中新统(Miocene)金顶砂泥岩(Mio-j)、三营组(Mio-s)。始新统宝相寺组主要呈带状出露于兰坪盆地北部中心区以及兰坪盆地以东的剑川盆地西部，主要由砖红色-紫红色、灰色厚层-巨厚层细砂岩、中-粗砂岩、砾岩组成，偶含浅绿色含铜粗砂岩、砾岩层，其成分和沉积结构在横向上变化较大，普遍发育大型板状、槽状交错层理和底冲刷面构造。在剑川盆地西部，宝相寺组顶部发育年龄为35Ma的钾质火山岩(Yangetal., 2014; 廖程等, 2021)。金顶砂泥岩是根据最新区域地质调查结果新厘定的非正式填图单元，其不整合覆盖于前述所有地层单元之上。金顶砂泥岩下部主要为冲积扇的砾岩，由散乱堆积的巨砾与粗砂质胶结物组成，这些巨砾的成分横向变化很大，受下伏地层单元的岩性所控制(王宇等，2022；薛力鹏等，2022)。不整合覆盖于上三叠统灰岩之上的金顶砂泥岩底面常表现出古岩溶地貌，不规则的凹坑和空洞充填了来自三合洞组的角砾和碎屑，形成溶塌角砾岩；其上过渡为固结程度低的砖红色粉砂岩和泥岩，局部含有石膏透镜体。不整合覆盖于白垩系-古新统红层之上的金顶砂泥岩底部为基质支撑且分选差的砾岩，常见有复成分棱角状砾石或红色泥质砂岩巨砾，向上过渡为砖红色泥岩，局部夹有灰黑、黄绿色含石膏泥岩，偶见石膏透镜体。三营组(Mio-s)由弱固结的厚层状粗砂岩夹薄层泥岩组成，含植物、介形类和腹足类化石，同沉积构造十分发育，与下伏金顶砂泥岩呈渐变过渡关系。

3 矿区地质特征

白洋厂铜矿位于兰坪盆地的中心部位(图2)，未出露盆地基底的地层单元。1:2.5万区域地质填图及剖面实测揭示白洋厂测区主要出露白垩系-古新统红层，以及中新统金顶砂泥岩(图3)。这些地层单元及次级地层单元的空间分布、产状以及交切关系特征显示的构造样式不同于前人认识。

图3 白洋厂地区区域地质图(据未刊1:2.5万地质图修改)(白洋厂铜矿区位于中东部)

3.1 地层

白洋厂地区出露的最老的地层单元为下白垩统景星组中段(K1j2)和上段(K1j3)，大部分地区由于露头较差较难分段。景星组中段总体由紫红色和灰绿色泥岩、泥质粉砂岩组成(图4a)，呈互层或夹层状，局部夹中薄层紫红色、灰绿色细砂岩；上段主要为灰白-灰色、紫红色厚层状细砂岩夹中厚层状灰绿色、紫红色泥岩，细砂岩中常夹复成分砾岩层，砾石成分多为灰色灰岩砾，也可见紫红色砂岩砾、泥岩砾，次圆状，磨圆中等-好。在景星组中段和上段，波痕(图4b)及大型板状斜层理发育，常见虫孔、植物根茎化石等生物遗迹。

图4 白洋厂地区下白垩统景星组地层特征和典型沉积构造野外照片

上白垩统南新组(K2n)整合覆盖下白垩统景星组上段，该组岩性可分为三段(局部由于露头不连续无法分段)。下岩性段(K2n1)主要由灰紫色、紫红色中-厚层状细砂岩夹厚-巨厚层粉砂岩、泥岩组成(图5a)；细砂岩中常夹复成分砾石层，厚层状粉砂岩和泥岩中多夹薄透镜状细砂岩和多层钙质结核层(图5b)，整体常见植物根茎化石、虫孔(图5c)，发育波痕和斜层理。中岩性段(K2n2)下部为紫红色中层状粉-细砂岩夹薄层状泥岩、细砂岩(图5d)，向上过渡为中层状泥岩夹薄层状细砂岩透镜体，局部夹厚层状细砂岩，泥岩与砂岩中均发育灰绿色、蓝灰色不规则状团块；发育泥裂(图5e)、波痕(图5f)。上岩性段(K2n3)为灰紫色厚-巨厚层状细砂岩夹紫红色厚-薄层状粉砂岩、泥岩(图5g)，局部夹复成分砾岩层(图5h)；砾石成分主要为紫红色次棱角状粉砂岩砾，浑圆状石英砾、燧石砾；砂岩中发育大型板状斜层理，顶部发育多层不规则钙结核层，直径5～10cm。

图5 白洋厂地区上白垩统南新组地层特征和典型沉积构造野外照片

上白垩统虎头寺组(K2h)整合覆盖于南新组之上，为白洋厂铜矿主要赋矿地层。该组岩性为灰白色、浅肉红色厚层-块状中-细粒岩屑石英砂岩(图6a)，风化后多呈土黄色。其内多见碳屑、植物碎片；波痕及大型板状、楔状斜层理十分常见；在矿化及矿体发育部位可见沥青、重晶石脉(图6b)、方解石斑点及细脉。

图6 白洋厂地区上白垩统虎头寺组地层特征和典型沉积构造野外照片

虎头寺组之上为云龙组(Pal-y)，其岩性为紫、暗红色厚-巨厚层中-细砂岩、粉砂岩夹薄层泥岩(图7a)，向上过渡为紫红色、暗红色粉砂岩、泥岩夹灰绿、灰黑色薄层钙质泥岩、粉砂岩。古新统果郎组(Pal-g)与云龙组呈过渡关系。该组岩性主要为暗红色中-厚层细砂岩夹中层泥质粉砂岩和泥岩，发育多个正韵律及反韵律(图7b)，砂岩中大量发育平行层理、斜层理、雨痕、对称波痕和泥裂等沉积构造，可见虫孔、溶蚀孔洞，局部还发育球枕构造、同沉积正断层、砂脉等同沉积变形构造。

图7 白洋厂地区古新统云龙组和果郎组地层特征和典型沉积构造野外照片

中新统金顶砂泥岩(Mio-j)在测区内零星出露，角度不整合覆盖于白垩纪-古近纪红层之上(图8a)。该地层单元在矿区内相变很大，大部分地区表现为半固结的砖红色细砂岩、泥岩夹透镜状粗砂岩，偶夹煤线，底部多发育一套砖红色细-巨砾岩(图8b)，砾岩的基质和砾石均以砖红色砂泥岩为主，无明显层理。距离铜矿体较近的地区主要出露砖红色泥岩、粉砂岩与青灰色、蓝灰色、灰黑色的含石膏泥岩、泥灰岩不规则互层(图8c)。在远离矿体的地区，层面渐趋完整，层间发育纹层状或透镜状石膏夹层。局部石膏夹层厚度增大至数十米，发育流动构造(盐丘化)。在矿化断层带内，金顶砂泥岩的层面大多不完整，显示了强烈混杂的特点，表现为青灰色泥岩与不规则状紫红色泥岩相互穿插，形成泥脉、泥墙构造(图8d)；局部层面弯曲，形成褶皱。以上这些特点表明，这套弱固结岩层在未固结时经历了强烈变形。

图8 白洋厂地区中新统金顶砂泥岩地层特征野外照片

3.2 构造

白洋厂地区地层单元的重复出露以及产状变化显示了清晰的褶皱构造。局部地层单元的缺失、错断显示了断层构造。根据断面产状、断层上下盘地层时代，可以确定两种断层：较大规模的近南北向逆断层(RF)，以及近东西走向、近直立的掀斜-走滑断层(LF)。逆断层与掀斜-走滑断层近同期形成，组成逆断层-掀斜走滑断层构造组合(Liangetal., 2022)。通过详细区域地质填图，我们识别出4条近南北走向的主要逆断层(由东向西标注为RF1-RF4)，2条东西走向的掀斜-走滑断层(LF1、LF2)；4条逆断层将测区划分成5个构造域(由东向西命名为D1-D5)(图9)。

图9 滇西白洋厂地区构造纲要图

3.2.1 断层构造

逆断层RF1位于图区最东侧，断面弧形弯曲，总体走向NNE(7°/187°)，倾向东，倾角较大。断层上盘主要为上白垩统南新组，最南端上盘发育少量下白垩统景星组，下盘主要为中新统金顶砂泥岩，局部为上白垩统南新组和虎头寺组。断层上盘发育大型背斜，轴面向东倾指示上盘向西运动，与逆断层性质相符。

逆断层RF2总体走向NNW(175°/355°)，在图区北部向北西向转折并被多条小型走滑断层错断。主断面倾向西，断层上盘为上白垩统南新组和虎头寺组，下盘为中新统金顶砂泥岩，局部为古新统果郎组、云龙组。该断层在白洋厂露天采坑出露最为完整，可见清晰的主断面及次级反冲断层(图10a)。主断面波状起伏，总体产状为258°∠79°，发育1～4m宽的断层破碎带(图10b)，由灰白色细砂岩角砾组成，局部见宽约3～5cm的砖红色断层泥。位于主断层上盘的虎头寺组、南新组发育倒转向斜，轴面倾向西；该向斜西翼被次级反冲断层破坏(图10c)。反冲断层断面产状为91°∠81°，其上盘为产状近直立的虎头寺组灰白色、土黄色细-中砂岩和南新组紫红色中厚层细砂岩，二者产状向南逐渐倒转。主断面下盘为金顶砂泥岩，内部发育同沉积倒转背斜(图10d)，轴面倾向西，指示上盘向东运动。

图10 白洋厂铜矿露天采场露头照片

逆断层RF3位于图区西侧，主断面弧形弯曲，总体走向NNW(173°/353°)，倾向东。该断层向南延伸至图区外，向北没于金顶砂泥岩中。断层南段的上盘为景星组，下盘为云龙组及果郎组。逆断层北端被4条小型走滑断层错断。北侧第三条走滑断层以北，主断面位置发生跃迁，上盘岩石为白垩系南新组或云龙组，但下盘岩石变为中新统金顶砂泥岩，主断面产状65°∠34°，发育厚50cm的断层泥和断层角砾岩，上部靠近云龙组为紫红色断层泥，向下过渡为黄褐色砂质层，下部为灰绿色角砾岩(图11a, b)。

图11 白洋厂矿区逆断层RF3北段露头照片

逆断层RF4位于图区最西侧，总体走向NNE(173°/353°)，倾向西。被两条较大规模的右行掀斜-走滑断层(LF1、LF2)错断成三段。这些断层是根据地层单元的缺失、错断推测得知，未测得主断面产状。断层上盘由下白垩统景星组上段和上白垩统南新组下段、中段组成，下盘为云龙组，局部为中新统金顶砂泥岩。

掀斜-走滑断层LF1、LF2总体呈弧形、走向近东西，二者均为右行走滑断层，由于露头较差，无明显断面出露，但是在断层两侧清晰可见岩性及产状发生了变化。二者将连续出露的南新组、景星组以及逆断层RF4错断并向西呈锯齿状展布，平面视断距约1～2km。掀斜-走滑断层LF1、LF2南北两侧所出露地层、褶皱的形态均显示断层北侧的岩块相对南侧发生了相对向上的运动，表明二者不仅发生了走向滑动还发生了垂向运动，具有掀斜-走滑断层的特点。这两条掀斜-走滑断层的最大断距由逆断层的错断显示，向逆断层东西两侧逐渐减小至消失。

值得注意的是，东西走向的掀斜-走滑断层切过近南北走向的逆冲断层，看似前者形成时间晚于后者，但是二者是近同期形成的。掀斜-走滑断层并未如逆断层一样贯穿图幅，而且具有断距逐渐减小至消失的特点，在更大范围内，如兰坪-马登两幅1:5万图幅内，该特征更加明显(见Liangetal., 2022)。这个特征符合以横向走滑断层为标志的逆冲带的典型特征，即当较大的岩块无法保持垂直逆冲方向上的整块逆冲时，就会通过掀斜-走滑断层分解成较小的岩块(Davisetal., 2011)，以协调挤压作用力在逆断层不同位置产生的应变，所以虽然掀斜-走滑断层形成的时间稍晚于逆断层，但是二者实际属于同一期构造作用的结果。

3.2.2 褶皱构造

上述4条主要逆断层将图区分割成5个构造域，这些构造域内的构造主要表现为形态略有差别的褶皱构造。

构造域D1位于图区最东侧，逆断层RF1以东。该构造域内构造表现为一个大型开阔向斜，轴迹走向近南北。核部出露上白垩统南新组中段，两翼依次出露南新组的中段和下段、下白垩统景星组的上段和中段。向斜东翼保存较完整，地层倾向NWW，倾角30°～60°，西翼大部分被逆断层RF1破坏，残余地层倾向NEE，倾角40°～70°。西翼地层倾角略大于东翼地层倾角，显示其轴面高角度西倾。在平面上，该向斜轴迹蛇形弯曲，弯曲趋势与逆断层RF1主断面走向变化趋势基本吻合。

东倾的逆断层RF1和西倾的逆断层RF2之间所夹岩片为构造域D2，其为两个逆断层的共同下盘。该构造域南段主要出露中新统金顶砂泥岩，北段出露上白垩统南新组上段、上白垩统虎头寺组。北段地层单元的展布及产状变化显示了一个完整的开阔背斜构造，其两翼较完整，东翼倾向南东，倾角16°～36°，西翼倾向南西，倾角21°～56°，轴迹走向总体NNW-SSE(173°/353°)，轴面近直立或稍向东倾，枢纽波状起伏。该背斜被北东走向的逆断层切割成三段(图9)。这类小型逆断层将上白垩统虎头寺组向南或向北逆冲于中新统之上(图8d、图12a；图12a位于图8d东约250m)。逆断层上盘的虎头寺组较为破碎，发育裂隙，部分裂隙被中新统细砂或泥质充填，形成泥脉构造(图12b)，表明断层发育之时，金顶砂泥岩远未固结。在构造域D2南段，中新统产状频繁变化指示发育大量小型、短轴状开阔褶皱，整体显示开阔的穹-盆构造样式。

图12 白洋厂矿区小海子矿段东侧逆断层野外照片

构造域D3位于西倾的逆断层RF2和东倾的逆断层RF3之间，为二者共同上盘。该构造域主要由白垩系景星组、南新组及少量虎头寺组组成，其地层展布、产状变化显示了一个相当复杂的大型背斜构造。背斜核部出露景星组，两翼为南新组、虎头寺组，轴迹走向NNE-SSW(9°/189°)。该背斜北段为一直立倾斜褶皱，其轴面近直立，枢纽向NNE倾伏。往西南方向，褶皱逐渐变得紧闭、东翼地层渐趋倒转，最终转变为紧闭倒转背斜，其轴面倾向NWW。该紧闭倒转背斜被逆断层RF2切过，并向东逆冲于云龙组之上(图10)。

构造域D4位于东倾的逆断层RF3和西倾的逆断层RF4所夹持区域，为两条逆断层的共同下盘，发育一系列中等紧闭-开阔向斜，主向斜轴迹走向NNE-SSW(7°/187°)，轴面近直立。向斜核部为古新统果郎组，两翼为古新统云龙组。向斜东翼大部分被逆断层RF3破坏，倾向W或SWW，倾角37°～70°；西翼较完整，总体倾向SEE，倾角20°～79°。主向斜枢纽波状起伏，并呈蛇形弯曲。两翼(特别是西翼)发育大量次级褶皱，这些褶皱枢纽与主枢纽方向近平行，同样发生蛇形弯曲。

构造域D5位于逆断层RF4上盘(西侧)，发育一系列中等紧闭-开阔背斜、向斜，掀斜-走滑断层LF1和LF2将褶皱带由北向南分割成三段。北段由东向西发育一个中等紧闭背斜和一个中等紧闭向斜，二者总体轴迹走向近南北，呈蛇形弯曲，轴面近直立；背斜核部为下白垩统景星组，两翼为上白垩统南新组下段，向斜则相反。两翼夹角约75°。中段由西向东发育一个开阔向斜和一个开阔背斜，翼间角约95°；二者轴迹走向NW-SE(150°/330°)。南段内部发育两条走向NNW的对冲逆断层，将东、西两侧的南新组地层逆冲到中部的云龙组之上。由于被逆断层破坏，该区域内的褶皱构造形态难以恢复。

在构造域D5内，北、中、南三段的构造样式不完全相同，褶皱翼间夹角的差别清晰显示了不同的地层缩短率，其间的应变通过一系列掀斜-走滑断层予以协调。此外，五个构造域内的褶皱轴迹走向不完全相同，这应该与边界断层运动引发的地块旋转有关。

4 矿化特征

白洋厂铜矿床为大型矿床，矿化环绕构造域D3北东、东侧边缘发生，矿化不均匀，形成9个主要矿段，北部由西到东分别为红崖箐矿段、水泄矿段和瓦窑坡矿段，中部由西到东分别为老后山矿段、鸡冠山矿段、白洋厂矿段和小海子矿段，南部为五宝山矿段和龙头山矿段(图13)，其中白洋厂矿段为主矿段，工业矿体与低品位矿体交替出现，平均品位Cu 1.21%，Ag 52.15g/t (朱文斌, 2015)。

主要矿体赋存于逆断层上盘虎头寺组灰白色、浅肉红色厚层中-细粒岩屑石英砂岩中(如白洋厂、水泄矿段)，断层下盘为中新统金顶砂泥岩。次要矿体发育于被中新统金顶砂泥岩覆盖的虎头寺组砂岩内(如瓦窑坡、小海子、红崖箐矿段)，以及通过断层与金顶砂泥岩连通的景星组细粒砂岩内(如老后山矿段、鸡冠山矿段、龙头山矿段、五宝山矿段)。各矿段均以Cu-Ag矿化为主，Pb-Zn矿化为辅。

矿化表现为密集细脉状、脉状(图14a)，局部脉体相互交错，形成网格，并将矿化岩石切割成角砾，从而呈现角砾状矿化(图14b)。典型矿石矿物为辉铜矿、辉银矿、斑铜矿，少量黄铜矿，次要矿石矿物为孔雀石和蓝铜矿。孔雀石常呈脉状切穿硫化物集合体(图14c)，二者界线极为清晰，表明孔雀石属于较晚阶段的矿化产物，而非硫化物氧化的产物。孔雀石脉现清晰的梳状结构，局部残留未充填的空洞(图14d)。辉铜矿(Cu2S)常含银，有时也含Fe、Co、Ni、As以及Au，常与斑铜矿、辉银矿和孔雀石共生。辉银矿(Ag2S)多在碎屑岩粘土质及褐铁矿胶结物中呈星点分散状分布，通常与辉铜矿、蓝辉铜矿、黝铜矿、孔雀石等共生。斑铜矿(Cu5FeS4)常与辉铜矿、黝铜矿、黄铜矿构成格状、叶片状和文象状的交生结构。大部分硫化物粒度很小、他形，杂质含量高，骸晶、针状晶形十分常见(杨欣鹏, 2017)。以上金属硫化物的特点指示其快速沉淀而成。

孔雀石脉中常含少量重晶石、石膏、方解石。在矿体内、或矿体外围还常见以重晶石或石膏为主的脉体。这些硫酸盐脉体与孔雀石脉一样，切穿硫化物矿石。现有硫同位素数据(杨欣鹏, 2017)表明，重晶石与金顶砂泥岩中的沉积成因石膏或硬石膏具有相同的硫同位素组成(δ34SCDT=14‰～16‰)，明显有别于硫化物(δ34SCDT<10‰)。

5 讨论

5.1 控矿构造

前已述及，白洋厂地区总体构造表现为近南北向逆断层+近东西向掀斜走滑断层，这些断层将研究区发生褶皱的地层切割成若干岩块。其中构造域D3内的褶皱明显有别于其他岩块内的开阔直立褶皱(翼间角77°～116°)，其北段表现为紧闭直立褶皱(翼间角10°～20°)、南段为倒转褶皱(翼间角11°～48°)。该构造域的地层缩短率显然高于其他构造域，表现为其两侧的边界断层为向岩块内部倾斜的逆断层，组成扇形逆断层对，断层下盘均发育连续成片的弱固结金顶砂泥岩(图9)。这种构造-盆地组合样式表明，以金顶砂泥岩为代表的中新世盆地可能为挠曲盆地(Allen and Allen, 2013)，近东西向的挤压作用在初期引发地壳弯曲，在凹陷处形成盆地的雏形，沉积了金顶砂泥岩底部的河流相砾岩；持续地挤压作用造成了岩石破裂，形成了扇形逆断层对，将以构造域D3为代表的岩块推挤到初期的盆地沉积之上。上升岩块产生的载荷进一步加大了盆地基底的弯曲程度，使盆地逐渐演化为(小型)湖相周缘前陆盆地(Allen and Allen, 2013)，沉积了金顶砂泥岩顶部含石膏层的砂泥岩。逆断层上盘岩石中常见金顶砂泥岩泥脉(图12b)，清晰指示逆断层与盆地形成同时发生。

铜矿化主要发生在与金顶砂泥岩接触的虎头寺组灰白色、土黄色厚层中-细粒岩屑石英砂岩中或景星组浅色细砂岩中。矿化构造部位有两种：(1)逆断层上盘主断裂破碎带或次级反冲断层破碎带内(图13)，如白洋厂矿段、瓦窑坡矿段、老后山矿段；(2)被金顶砂泥岩覆盖的盆地基底虎头寺组砂岩中(图13)，如红崖箐矿段、小海子矿段。两种矿化位置的矿石矿物均沿砂岩内的裂隙发育，矿化强度严格受裂隙发育程度控制，充填密集微裂隙形成浸染状矿石，而充填粗大裂隙形成脉状矿石。这一矿化与断层-盆地之间的空间关系表明，成矿受逆断层控制。

5.2 成矿时代与成矿过程

前已述及，兰坪盆地发育两期磨拉石建造，分别为始新统宝相寺组及中新统金顶砂泥岩(Liangetal., 2022)。白洋厂地区未发现宝相寺组，而矿区内的弱固结含石膏砂泥岩与出露于金顶矿区的金顶砂泥岩完全可以对比。此外，白洋厂地区的主体构造，近南北向逆断层+掀斜走滑断层组合也与金顶矿区的第二期构造一致。因而，我们认为，控制白洋厂铜矿床的逆断层、周缘前陆盆地活动时间始于中新世早期，很可能持续到5Ma(Liangetal., 2022)。显然，断层活动实际代表了矿化时间，即整个中新世。

区域地质分析、构造解析结果结合包括古地磁在内(杨向东等, 2020)的地球物理资料，表明包括白洋厂地区在内的岩石圈过渡带在48～25Ma期间经受了NNW-SSE方向的岩石圈伸展及顺时针的地块旋转，25Ma之后岩石圈处于东西向挤压应力作用下并发生地壳缩短(Yangetal., 2021; Liangetal., 2022)，也就是说过渡带内的幔源岩浆活动到25Ma已完全终止，其无法为白洋厂铜矿床提供矿质来源。而且金属硫化物的铅同位素组成特征显示成矿物质可能是单一来源，显示壳源铅的特征，说明金属硫化物中的铅多来自含矿地层或其相邻地层(朱文斌, 2015; 刘远超, 2016)。因而，可以推测白洋厂铜矿床的矿质源自盆地卤水，而非深源岩浆活动。

在断层活动期间，即成矿期间，金顶砂泥岩并未完全固结，依然饱含盆地卤水。石膏夹层的存在指示金顶砂泥岩为代表的周缘前陆盆地为氧化性咸水湖，其盐度可能不低。作为赋矿围岩的白垩系红层广泛发育虫孔、植物根茎化石，表明这套地层沉积时经常暴露于地表，且生物繁盛，盆地水体为咸水的概率较低。因而，我们推测，形成白洋厂铜矿的金属离子源自金顶砂泥岩中的盆地卤水。金顶砂泥岩中的卤水为何会有足以成矿的高金属离子含量是需要进一步研究的重要科学问题。

上三叠统三合洞组灰黑色灰岩角砾富含硫化氢，虽然在白洋厂矿区未见出露，但它们是兰坪盆地基底的重要组成部分，因此，白洋厂矿区深部应该存在三合洞组。始于中新世早期的近东西向挤压作用破坏了三合洞组岩石的封闭性，其中包含的硫化氢气体发生泄漏，沿裂隙上升，并逐步集中到逆断层主破碎带内，此时若有盆地卤水灌入主破碎带，两种流体混合，造成硫化物快速沉淀成矿(图15)。

由此可见，控制白洋厂砂岩型铜矿的地质因素有三个，且三者缺一不可：金顶砂泥岩、逆断层以及位于地表以下富含硫化氢的三合洞组。近南北向逆断层普遍存在于兰坪盆地内，金顶砂泥岩也并不少见，而且金顶砂泥岩与其他岩石之间的边界往往是逆断层，但矿化作用却并不普遍。显然，符合这三个控矿地质因素也仅仅是成矿的必要条件，并不能保证成矿。从我们的成矿模型可以预测，在满足上述三个条件的前提下，断层作用发生的时机应该是成矿作用能否发生的关键。