廖　昆，智　超

（1. 四川省地質礦產(chǎn)勘查開發(fā)局 物探隊 成都 610032；2. 甘肅有色金屬地質勘查局 張掖礦產(chǎn)勘查院，甘肅 張掖 734012）

基礎地質

滇東南昆陽群低級-極低級變質作用及構造

廖昆1，智超2

（1. 四川省地質礦產(chǎn)勘查開發(fā)局 物探隊 成都 610032；
2. 甘肅有色金屬地質勘查局 張掖礦產(chǎn)勘查院，甘肅 張掖 734012）

滇東南建水、石屏地區(qū)位于揚子板塊西南緣，是昆陽群出露的最南端。昆陽群普遍經(jīng)歷了低級-極低級變質作用，變質作用類型為埋藏變質作用，變質時期為晉寧期。根據(jù)伊利石結晶度研究，昆陽群可劃分為高級近變質帶和淺變質帶，分別相當于葡萄石-綠纖石相和綠片巖相。根據(jù)伊利石b0值研究，昆陽群變質壓力類型為中低壓相變質，構造背景為伸展盆地背景，與同期揚子板塊西北緣擠壓背景不同，表明羅德尼亞（Rodinia）超大陸的匯聚過程在揚子板塊西緣表現(xiàn)為“剪刀式”碰撞過程，即揚子板塊西緣由北至南是逐漸匯聚到一起的，并不是同時發(fā)生的，這也表明了全球格林威爾期造山事件具有不同時性。

羅德尼亞超大陸；昆陽群；低級-極低級變質作用；滇東南

昆陽群是一套淺變質的中元古界火山-沉積巖系，以淺變質的碎屑巖和碳酸鹽巖為主夾少量火山巖，主要包括有板巖、千枚巖、變質砂巖、砂巖、石英巖、硅質巖、灰?guī)r、白云巖和凝灰?guī)r等[1-6]。長期以來圍繞昆陽群是“正八組”還是“倒八組”存在諸多爭議[1-14]。“正八組”將昆陽群自下而上分為下亞群黃草嶺組、黑山頭組、大龍口組、美黨組和上亞群因民組、落雪組、黑山組（滇中地區(qū)稱鵝頭廠組）、青龍山組（滇中地區(qū)稱綠汁江組）。與之相反，“倒八組”認為因民組-青龍山組為下亞群，黃草嶺組-美黨組為上亞群。最新的研究則把因民組-青龍山組稱為東川群，認為昆陽群只包括黃草嶺組-美黨組。滇東南建水、石屏地區(qū)僅見到黃草嶺組-美黨組四個組出露。近年來一批高質量的SHRIMP U-Pb測年表明“倒八組”的劃分方案更合理[11-14]。根據(jù)此方案，研究區(qū)出露地層為昆陽群上亞群，沉積時限與格林威爾期相當。該期全球處于羅德尼亞（Rodnia）超大陸匯聚過程中，在全球范圍內發(fā)生格林威爾期造山事件[14-28]。

圖1　昆陽群分布概況（據(jù)文獻[29]修改）

1 地質背景

昆陽群主要分布于康滇地區(qū)（四川境內稱為會理群），其出露范圍南起紅河，北抵金沙江，東邊以小江斷裂為界，西邊以綠汁江斷裂為界，南北長約300km、東西寬約40～150km，總面積達上萬平方公里，構造位置上屬揚子板塊西緣[1-14]。研究區(qū)位于滇東南建水、石屏地區(qū)，是昆陽群出露的最南端，屬揚子板塊西南緣（圖1）[29]。康滇地區(qū)是揚子板塊前震旦系基底演化的主要地區(qū)，最早黃汲清（1945）將其稱為“康滇地軸”，早年的研究認為該地區(qū)具有雙層結構，即底層為太古宙-古元古代深變質的結晶基底，在其上覆蓋中-新元古代淺變質的褶皺基底。結晶基底以康定群和大紅山群為主，褶皺基底以會理群、昆陽群、東川群、湯丹群、鹽邊群等為主[1,30-34]。目前對于康定群的年齡產(chǎn)生了爭議，早年馬杏垣（1980）、袁海華（1986）等獲得康定群年齡2 950Ma～2 400Ma，為古元古代[30-31]；近期Sinclair（2001）、Zhou（2002）、Li（2003）、杜利林（2007）、耿元生（2007）等獲得康定群年齡主要在850Ma～750Ma間，為新元古代，因此對康滇地區(qū)是否存在太古宙-古元古代結晶基底提出了質疑[35-39]。對于中-新元古代的褶皺基底認識則較為一致，組成該基底的會理群、昆陽群、東川群等地層[11-14,40-46]。華仁民（1990）認為“康滇地軸”在距今約2 000Ma～1 900Ma前拉張破裂形成大陸裂谷-拗拉谷環(huán)境并將此次裂谷運動及其產(chǎn)物稱為昆陽拗拉谷[47]，后來龔琳將其命名為昆陽裂谷[48]，在該裂谷中沉積了昆陽群、東川群、大紅山群、河口群等。中-新元古代的全球格林威爾期造山運動，在中國稱晉寧運動，使昆陽裂谷最終閉合，結束了康滇地區(qū)前震旦系的基底演化，昆陽群、東川群、大紅山群等沉積結束[14-28]。

2 樣品采集

此次野外共采集樣品62塊，來自黃草嶺組9塊，黑山頭組13塊，大龍口組5塊，美黨組35塊；采樣大致垂直地層走向，樣間隔0.5～2km。樣品巖性主要為板巖類和淺變質的碎屑巖類，可細分為絹云母板巖、絹云千枚狀板巖、含綠泥石絹云母板巖、絹云石英粉砂質板巖、硅質板巖、鈣質板巖、變質石英砂巖、石英巖和變質粉砂巖。

圖2　礦物的X衍射特征

圖3　伊利石結晶度地層分布概況

3 測試分析

采集分別進行礦物定量測試、伊利石結晶度測試和伊利石b0值測試三步。用于礦物定量測試的樣品送中國地質大學（武漢）地質過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室，將樣品碎到200目。用于伊利石結晶度和b0值測試的樣品第一步碎樣至小于2μm粒級而與原生伊利石混在一起，過72目篩（0.216mm），制取5g左右測試樣，在碎樣過程中要注意避免不同樣品的混染，每碎完一個樣都要更換干凈的紙張，和干凈的72目篩；第二步是將第一步獲得的樣品倒入裝有蒸餾水的試管中制成黏土懸浮液，再用超聲波振蕩約30分鐘，然后用離心機進行約5分鐘，提取小于2 μm的伊利石，獲得的小于2μm粒級的伊利石以黏土礦物為主，也含有少量的石英；第三步制備定向片，將第二步獲得的小于2μm粒級的伊利石樣品用少量蒸餾水通過吸管滴于干凈的薄片上自然晾干。制備定向片主要是為了增強伊利石底面的反射。樣品的測試送中國地質大學（武漢）地質過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室，用荷蘭帕納科公司生產(chǎn)的X’Pert PRO DY2198X射線衍射儀測試。

3.1礦物定量

用X射線粉晶衍射法進行礦物相分析是基于任何一種結晶物質都具有特定的晶體結構，都有自己特有的衍射圖譜（圖2），根據(jù)衍射圖譜便可確定礦物相，并根據(jù)其衍射線的強度進行定量分析[49]。目前已有多款軟件可以用于X射線粉晶衍射數(shù)據(jù)的分析，本研究采用的是X’Pert Highscore 2.0。數(shù)據(jù)分析結果如表1。

表1　樣品礦物定量

3.2伊利石結晶度

伊利石結晶度即伊利石礦物的結晶程度，包括伊利石結構的完整性和三維空間的延續(xù)性兩方面內容。最早由地質學家Kübler（1964）提出用Kübler指數(shù)（KI-Kübler Index）也即伊利石的 1nm半高峰寬衡量伊利石的結晶程度，并將其用于極低級變質作用的研究[50]。本文所有樣品的伊利石結晶度測試程序與IGCP-294項目伊利石結晶度工作組推薦的伊利石結晶度測試程序（Kisch，1991）一致[51]。伊利石結晶度是采用軟件X’Pert Highscore 2.0通過計算伊利石10?（1nm）峰的半高寬獲得。計算結果表明昆陽群伊利石結晶度在0.16~0.34之間。大部分均小于0.25，大于0.25的僅11個約占17%。地層分布情況為黃草嶺組共9個樣品，獲得的結晶度為0.18~0.32，平均0.22；壩心黑山頭組共3個樣品，獲得的伊利石結晶度為0.22~0.3，平均0.27；龍朋黑山頭組共10個樣品，獲得的伊利石結晶度為0.16~0.24，平均0.18且全部小于0.25；大龍口組共5個樣品，獲得的伊利石結晶度為0.16~0.18，平均0.17；龍朋美黨組共12個樣品，結晶度為0.2~0.34，平均0.24；曲溪美黨組共23個樣品，獲得的伊利石結晶度為0.18~0.32，平均0.22且大部分都小于0.25，僅少部分大于0.25（5個樣）（圖3、表2）。

3.3伊利石b0值

在變質作用過程中白云母的b0值具有非常重要的指示意義，常用于變質作用的溫壓條件分析。最早首先由Sassi et al.（1974）和Guidotti et al.（1976）根據(jù)對白云母b0值的研究，把變質壓力劃分為低壓相、中壓相和高壓相[52,53]。Padan et al.（1982），Yang and Hesse.（1991）和Wang et al.（1996）對伊利石b0值進行了研究，表明伊利石b0值同白云母一樣，也可以用作地質壓力計[54-56]。伊利石b0值的獲取是通過X射線粉晶衍射法測量伊利石的（060）衍射峰獲得。在測伊利石d（060）峰時，一定要通過石英d（211）峰的校正。做法是通過計算機讀取伊利石的d（060）值，然后將該值乘以6即得到伊利石的b0值。計算昆陽群伊利石b0值在0.8972~0.903 4nm間，平均0.9007nm，＜0.9000nm的11個占17%，0.9000~0.9040nm間51個約83%，而該部分又以接近0.9000nm居多，接近0.9040nm者少，大于0.9040nm的沒有（圖4、表2）。

表2　伊利石結晶度和b0值

注：1，絹云母板巖；2，含綠泥石絹云母板巖；3、絹云石英粉砂質板巖；4，絹云千枚狀板巖；5，變質粉砂巖；6，變質石英砂巖；7，鈣質板巖；8，石英巖；9，硅質板巖

4 低級-極低級變質作用

雖然研究區(qū)不見濁沸石（沸石相），綠纖石（葡萄石-綠纖石相），黝簾石、硬綠泥石（綠片巖相）等特征變質礦物。但根據(jù)李方正等（2003）的研究（圖5）[57]，可根據(jù)變質巖中常見礦物的穩(wěn)定范圍大致判斷變質作用的變質級。研究區(qū)昆陽群的礦物定量分析表明其常見礦物有石英、絹云母、綠泥石和長石，故可判斷昆陽群變質程度不高于低級變質作用，即屬于低級-極低級變質作用范圍。對于低級-極低級變質作用可根據(jù)伊利石結晶度和伊利石b0值對其變質相、變質溫度和壓力等做進一步研究。對于低級-極低級變質作用的相關概念，不同學者使用了不同命名，容易造成誤解，在這里將相關命名進行總結對照。成巖作用包括低級成巖帶和高級成巖帶（早期成巖帶和晚期成巖帶），相當于沸石相。極低級變質作用包括低級近變質帶和高級近變質帶（極低級變質帶A和極低級變質帶B），相當于葡萄石-綠纖石相。低級變質作用包括淺變質帶相當于綠片巖相（表3）[58-59]。

表3　低級-極低級變質作用相關概念對照表

4.1變質相和變質帶

最早由地質學家Kübler（1964）將伊利石的結晶度用于低級-極低級變質作用的研究[50]隨后，在此基礎上國內外學者相繼提出了劃分低級-極低級變質作用的不同方案，目前應用最多的是 Frey and Robinson （1999）的劃分方案（圖6）[58]。根據(jù)此方案，伊利石結晶度小于0.25為淺變質帶，伊利石結晶度0.25~-0.30為高級近變質帶，伊利石結晶度0.30~0.42為低級近變質帶，伊利石結晶度0.42~1.0為高級成巖帶，伊利石結晶度大于1.0為低級成巖帶。

故根據(jù)伊利石結晶度，研究區(qū)昆陽群可劃分為淺變質帶和高級近變質帶分別相當于綠片巖相和葡萄石-綠纖石相，淺變質帶包括昆陽群的大部分，僅黑山頭組和美黨組部分為高級近變質帶（圖3）。

圖4　伊利石b0值分布概況

4.2 變質溫度估計和壓力類型

根據(jù) Frey and Robinson （1999）和畢先梅（2004）的方案[58-59]。高級近變質帶的變質溫度為250℃~350℃，淺變質帶變質溫度大于350℃，而低級變質作用的溫度一般不超過500℃。故研究區(qū)昆陽群的變質溫度約為250℃~500℃。

圖5　變質巖中常見礦物的穩(wěn)定范圍（據(jù)文獻[57]）

圖6　低級-極低級變質作用劃分（據(jù)文獻[58]）

圖7　伊利石b0值的頻率累計曲線圖曲線1為低壓型，曲線2為中低壓型，曲線3為中高壓型，曲線4為高壓性

最早由Sassi et al.（1974）和Guidotti et al.（1976）將白云母b0值用于變質壓力的研究[52,53]。隨后Padan et al.（1982），Yang and Hesse.（1991）和Wang et al.（1996）指出伊利石b0值同白云母一樣，也可以用作地質壓力計，研究表明b0<0.9000nm時為低壓相，0.9000nm0.9040nm時為高壓相[54-56]。根據(jù)此標準，研究區(qū)昆陽群大部分為中壓相變質，局部為低壓相變質。根據(jù)近年來朱明新（2001）、王河錦（2002）和袁晏明（2008）等的最新研究，可用伊利石b0值的頻率累計曲線圖（圖7）判斷區(qū)域低級-極低級變質作用的變質壓力類型[50-62]。在使用這一統(tǒng)計規(guī)律（白云母b0壓力計）時要注意，該規(guī)律只限于變質地質體并且是具有相同地質作用經(jīng)歷的同一變質地體。故在使用該規(guī)律時要注意避免不同地質體數(shù)據(jù)的混合使用，也不能采用非變質地質體的數(shù)據(jù)。將本文研究區(qū)昆陽群62個樣品的伊利石b0值投于該圖中，得到虛線b，故研究區(qū)昆陽群變質壓力類型為中低壓型。

4.3變質作用類型和變質時期

區(qū)域變質作用一般分為造山變質、洋底變質、埋藏變質和混合巖化四種類型。根據(jù)前人資料和本次研究情況，研究區(qū)昆陽群的變質作用類型主要為埋藏變質作用。主要依據(jù)如下：

李志偉等（2001）根據(jù)昆陽群地層巖石極低級變質作用的主要特點：碎屑狀綠泥石-白云母（絹云母）堆垛集合體發(fā)育，且多平行層理定向排列，個別堆垛集合體中發(fā)育代表經(jīng)受平行層理壓縮作用的彎曲或膝折現(xiàn)象等，認為昆陽群的變質作用類型為地殼伸展背景下裂谷環(huán)境內的埋藏型變質作用[63]。根據(jù)Robinson （1987）的研究，伸展構造體制下一般僅出現(xiàn)從沸石相經(jīng)葡萄石-綠纖石相至低綠片巖相[58]，與研究區(qū)昆陽群的變質相特征相符，印證了上述李志偉（2001）的觀點，即昆陽群是地殼伸展背景下的埋藏型變質作用。另一方面研究區(qū)昆陽群伊利石b0值平均值為0.9007，且分布在0.898~0.901之間者居多，根據(jù)燕守勛（2002）研究，伸展盆地的b0值為0.898~0.901[64]，同樣也印證了昆陽群是地殼伸展背景下的埋藏型變質作用這一觀點。此外，根據(jù)研究區(qū)昆陽群大地構造背景，為伸展盆地背景而非洋脊增生背景，可排除洋底變質。造山變質巖變質溫度和壓力均比埋藏變質巖高，其變質溫度最高可超過800℃，壓力最高可達3.0GPa，另外造山變質巖分布區(qū)呈變質相系列和遞增變質帶演化，如低P/T型，變質相系列為：綠片巖相→角閃巖相→麻粒巖相，遞增變質帶為：黑云母帶→堇青石帶→紅柱石帶→夕線石帶[57]。這些特點均與昆陽群分布的變質巖特征不符，故可排除造山變質?；旌蠋r化是變質作用向巖漿作用的過渡類型，研究區(qū)昆陽群變質作用顯然不屬于此類型。綜上研究區(qū)的變質作用類型應為埋藏變質。

根據(jù)段錦蓀（1987）、吳懋德等（1990）、沈權（1993）、呂世琨等（2001）等大量研究資料表明昆陽群變質年齡介于1 000Ma~800Ma之間[2,6,65-66]。如黑山頭組樣品通過Rb-Sr法獲得了844Ma、860Ma和812Ma三個變質年齡，通過K-Ar法獲得910Ma的變質年齡；大營盤組樣品通過K-Ar法獲得了844Ma的變質年齡，通過Rb-Sr法獲得了966±28Ma的變質年齡，大營盤組層位與我們研究區(qū)黃草嶺組相當；鵝頭廠組樣品通過Rb-Sr法獲得了861Ma的變質年齡。此外昆陽群的構造演化特征也指向其變質年齡應為900Ma左右，大量的研究資料表明，中元古代末期的晉寧運動是昆陽群經(jīng)歷的最主要的一期構造事件，伴隨此次構造事件，昆陽群普遍發(fā)生了變質作用[4,15-18,65-67]。而晉寧運動主期為900Ma左右。綜上，我們推測研究區(qū)昆陽群的變質時期約為900Ma前，大致與晉寧運動時限相當。

5 構造意義

大量研究表明隨著羅德尼亞（Rodnia）超大陸的匯聚，各板塊拼貼到一起，在全球范圍發(fā)生格林威爾期造山事件，該期事件在中國表現(xiàn)為晉寧運動[11,14-28]。在這樣的大背景下，揚子板塊西緣當時也處于匯聚板塊邊緣，構造背景以擠壓為主。主要證據(jù)舉例如下：①張傳恒（2007）通過黑山頭組富良棚段凝灰?guī)r的巖石學特征指出在中元古代末期昆陽群所處的構造背景為匯聚板塊邊緣，與全球格林威爾期造山過程密切相關，是對羅德尼亞超大陸匯聚事件的響應[11]。②陸懷鵬等（1999）通過對沙壩麻粒巖原巖特征及變質作用研究認為川西它的原巖化學成分類似于大陸島弧鈣堿性玄武巖，形成于造山帶擠壓環(huán)境，表明在1 000Ma~800Ma揚子陸塊西緣發(fā)生過板內俯沖作用[23]。

徐備（2001）、凌文黎（2000）、郭進京（1999）等在研究羅德尼亞超大陸的匯聚時，認為格林威爾造山事件主期為1 300Ma~1 000Ma[15-17]，Li（2002,2008）認為該期時限為1 000Ma~850Ma[24-25]。而研究區(qū)昆陽群變質時期約為900Ma前的晉寧期，表明其與格林威爾期造山運動同期。

根據(jù)燕守勛（2002）的研究，伊利石b0值對構造背景有一定的指示作用，洋脊增生背景的b0值為0.902~0.906 nm，伸展盆地的b0值為0.898~0.901 nm，阿爾卑斯碰撞背景的b0值為0.900~0.903 nm[64]。研究區(qū)昆陽群的b0值平均值為0.9007，且大部分在0.898~0.901之間，表明研究區(qū)當時處于伸展盆地背景下。而前人研究資料多表明，該時期揚子板塊西緣處于羅德尼亞（Rodnia）超大陸匯聚板塊邊緣，構造背景以擠壓為主[11,20,22-23]。雖然本文研究獲得了與前人不同的構造背景，但這與前人研究結果并不矛盾。經(jīng)分析發(fā)現(xiàn)，前人認為格林威爾期揚子板塊西緣處于匯聚板塊邊緣的擠壓環(huán)境下，大多是在康滇地區(qū)的北部區(qū)域研究獲得的[11,20,22-23]，而本文研究區(qū)位于康滇地區(qū)的最南邊。這說明格林威爾期造山過程并不是同時的，在揚子板塊西緣板塊的匯聚表現(xiàn)為“剪刀式”碰撞，即揚子板塊西緣北段先匯聚到一起，然后往南再逐漸匯聚到一起。這與姜勇彪在2006年的研究結果取得了相同認識，姜勇彪在研究格林威爾期變形構造在川滇地區(qū)的分布特征時，發(fā)現(xiàn)其具有不均勻性。在攀枝花及其周邊地區(qū)也就是康滇地區(qū)的北部區(qū)域，格林威爾期構造變形較為強烈，而往南進入滇中地區(qū)該期構造變形則相對較弱。他認為形成這一現(xiàn)象的最大可能是在格林威爾期，它們所處的大地構造背景不同[19]。本文研究結果證明了這一觀點，并且進一步指出格林威爾期揚子板塊西緣北段處于匯聚板塊邊緣的擠壓環(huán)境，而同期揚子板塊西緣南段則處于伸展盆地背景。

6 結論

1）滇東南建水、石屏地區(qū)昆陽群普遍發(fā)生低級-極低級變質作用，可劃分出淺變質帶和高級近變質帶兩個變質帶，分別相當于綠片巖相和葡萄石-綠纖石相。

2）昆陽群變質溫度為250℃~500℃，變質壓力類型為中低壓相變質。

3）昆陽群格林威爾期所處構造背景為伸展盆地背景。羅德尼亞（Rodnia）超大陸的匯聚在揚子板塊西緣表現(xiàn)為“剪刀式”碰撞，即揚子板塊西緣由北至南是逐漸碰撞匯聚到一起的，而不是同時碰撞，同時也說明格林威爾期造山運動具有不同時性。

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Low- and Very Low-Grade Metamorphism of the Kunyang Group and Its Tectonic Significance in Southeast Yunnan

LIAO Kun1ZHI Chao2
(1-Geophysical Exploration Team, SBGEEMR, Chengdu 610072; 2-Zhangye Institute of Mineral Exploration, Gansu Bureau of Geology of Nonferrous Metals, Zhangye, Gansu 734012)

The Kunyang Group in the southeast Yunnan was subjected to low- and very low-grade metamorphism or burial metamorphism in the Jinning period. According to illite crystallinity, metamorphic facies of the Kunyang Group may be is divided into prehnite-pumpellyite facies and greenschist facies. According to the b0values of illite, metamorphic facies of the Kunyang Group belongs to middle-low pressure one in an extensional basin which differed from compressional tectonic setting on the northwestern margin of the Yangtze plate.

Rodinia supercontinent; Greenville; Kunyang Group; low- and very low-grade metamorphism; illite crystallinity; southeast Yunnan

P534.3; P588.34

A

1006-0995（2016）02-0179-08

10.3969/j.issn.1006-0995.2016.02.001

2015-01-10

中國地質調查局：云南1∶5萬龍朋、曲溪等6幅區(qū)域地質礦產(chǎn)調查（項目編號：1212011220400）

廖昆（1988-），男，四川仁壽人，助理工程師，碩士研究生，主要從事巖石礦物和構造地質學研究