滇东地区下伏茅口组水下隆升过程及其对岩石学、成因的制约

滇东地区下伏茅口组水下隆升过程及其对岩石学、成因的制约

峨眉玄武岩是国际地质界认可的一个省（chungandjahn，1995；contilot等人，1999；何斌等人，2003）。它的分布活动是上扬子和晚二叠世上的一次重要地质事件。由于它可能导致了二叠纪全球气候变化和生物大灭绝事件,因而受到国内外学者的广泛关注(Heetal.,2003;何斌等,2006)。虽然对于峨眉山大火成岩省的形成机制还存在一定的争议,但大多数学者都认为其与地幔柱活动有关,主要基于以下几点:(1)峨眉山大火成岩省的体积为0.3×106~0.4×106km3,岩浆规模巨大,应该来自核幔边界;(2)地磁数据表明玄武岩块体的喷发时间可能小于1Myr(Alietal.,2010);(3)峨眉山玄武岩、基性超基性岩墙群和层状侵入体是地慢柱和岩石圈相互作用的产物(徐义刚和钟孙霖,2001;宋谢炎等,2001)。同时对大火成岩省浅部地质记录的研究也是证实地幔柱活动一种可靠和独立的手段(何斌等,2003;Rainbird,1993)。何斌等(2003)通过对峨眉山玄武岩下伏的茅口组灰岩的厚度及生物地层进行对比,认为上扬子西缘茅口组灰岩在茅口组沉积之后、玄武岩喷发之前存在差异剥蚀,即自西向东分为深度剥蚀的内带、部分剥蚀的中带、短暂沉积间断的外带和连续沉积带(图1),这种差异剥蚀是峨眉山玄武岩喷发之前地幔热柱冲击岩石圈所造成的地壳快速隆升的结果;并且根据峨眉山大火成岩省中冲积扇的沉积记录估算了地幔柱上升造成的地壳抬升幅度大于1300m(何斌等,2005)。这些结论很好的吻合了CampbellandGriffiths(1990)的经典地幔柱模型,即上升地幔柱通常造成1~2km大规模的地壳抬升及形成穹状隆起,并且被众多的国内外学者所接受和引用。但是对何斌等(2003)提出的峨眉山玄武岩喷发之前地表穹状隆升和差异剥蚀的模型,也有很多人提出了质疑。PeateandBryan(2008)通过对位于内带与中带交界的云南会东大桥剖面进行火山学和沉积学的调查表明大量的熔岩流和火山碎屑层侵位在海相地层序列中,从而认为峨眉山玄武岩喷发前从未出现大规模的地壳隆升,而是海相喷发。Sunetal.(2010)通过对茅口组顶部灰岩地层中牙形石的生物定年和沉积相分析表明,在峨眉山玄武岩喷发之前,很多地区为深水相的沉积环境。因此,峨眉山玄武岩喷发前是否存在隆升和剥蚀?如存在隆升,下伏茅口组的地层减薄是茅口组沉积后地幔柱活动诱发的地壳抬升和地表剥蚀减薄还是在茅口组同沉积过程中地幔柱活动诱发的断层差异升降引起的沉积地层厚度差异还存在着争论。滇东地区构造关系相对简单,剖面保存相对较好。通过对滇东地区二叠纪栖霞组和茅口组古生物地层学和沉积学的研究,进一步查明了地层厚度差异的成因及与地幔柱活动的关系,为全面认识峨眉山地幔柱活动的过程和机制,完善峨眉山地幔柱构造演化模型提供了实际资料,对峨眉山大火成岩省全区的研究起到了很好的借鉴作用。1叠纪地层结构研究区位于扬子板块西缘,包括云南省东部及四川省东南角,处于何斌等(2003)划分的差异剥蚀带的内带和中带(图1)。区内分布多条主干断裂带(张云湘等,1988;任纪舜和金小赤,1996),自西向东依次为南北向的安宁河断裂、普雄-普渡河断裂(以下简称普渡河断裂)、甘洛-小江断裂(以下简称小江断裂)以及北西向的西昌-巧家断裂(以下简称巧家断裂)。滇东地区峨眉山玄武岩最大厚度带和厚度陡变带走向与小江断裂走向一致,并有几个厚度中心,向东减薄并最终呈舌状体尖灭(张云湘等,1988)。峨眉山玄武岩之下的二叠纪地层按岩性、生物组合、接触关系可划分为:梁山组、栖霞组、茅口组。梁山组为一套海陆交互相的含煤地层,小江断裂以东大部分地区梁山组与下伏上石炭统为平行不整合接触,小江断裂以西地区则分别超覆在中石炭统或中寒武统之上,反映了小江断裂以西地区在梁山组形成前处于长期剥蚀状态,并显示出小江断裂对沉积的控制作用(云南省地质矿产局,1990);栖霞组和茅口组普遍认为为一套浅海相碳酸盐岩,两者整合接触。何斌等(2003)对峨眉山大火成岩省茅口灰岩剖面进行生物地层对比,展示了茅口组灰岩在空间上厚度的减薄。李宏博等(2011)在此基础上,统计了区域地质资料中203个茅口组剖面,绘制茅口组等厚图,直观的反映了茅口组的厚度差异变化。但是,茅口组的减薄是沉积后的地表剥蚀还是同沉积期沉积厚度在地幔柱中心部位的减薄还未取得共识。前者说明地幔柱活动诱发了茅口组沉积之后或末期的地表隆升,而后者说明地幔柱活动诱发了在茅口组同沉积期水下差异升降,从而控制了沉积厚度的变化。再者,茅口组沉积之前栖霞组顶部也可能是不平坦的,原始地势起伏也会导致茅口组灰岩的厚度差异。为了准确的论证上述完全不同的构造过程,我们依据标准蜓类化石带,对滇东地区14个剖面的栖霞组和茅口组地层进行了厚度和年代地层对比,揭示了它们在滇东地区地层厚度差异的原因。2地质构造及沉积传统的茅口期包括祥播阶上部、孤峰阶和冷坞阶,通常被认为是蜓类动物演化的鼎盛时期(朱李鸣等,2002)。茅口期的生物地层单位为Neoschwagerina延限带,该延限带以Misellina的消失和具有完善的旋向副隔壁蜓类(Neoschwagerinasimplex)的出现为开端,又以副隔壁蜓类的殆尽而告终(金玉玕等,1999;中国地层典编委会,2000)。滇东地区茅口期的蜓类发育良好,化石十分丰富,各主要蜓带都有代表分子出现,为茅口灰岩的生物地层对比提供了保证。统计滇东地区区域地质调查报告和区域地质志等资料,综合考虑研究区蜓类动物群的整体面貌及主要属种,并参考中国标准蜓带划分(金玉玕等,1999)及以往相邻地区茅口期蜓类生物地层的研究成果(杨振东,1985;杨湘宁等,1999;何斌等,2003;曾学鲁和高金汉,2005),将茅口灰岩蜓带化石自下而上分为:Neoschwagerinasimplex亚带,Neoschwagerinacraticulifera-Chusenella亚带(相当于Afghanellaschencki亚带,可与Neos.margaritae带相对比(王国莲和孙秀芳,1973;曾学鲁和高金汉,2005))和Yabienagubleri-Neomisellinamultivoluta亚带(表1)。在划分蜓带过程中,注重蜓类演化过程中新类群的首次出现,并关注滇东地区特有的蜓类发育和研究情况。比如在滇东地区大部分剖面蜓带演化中并未见大量的Afghanella蜓的出现,取而代之的是Sumatrina属和Neoschwagerinacraticulifera,因此在蜓带划分中并没有采用标准的Afghanellaschencki亚带。1974年盛金章将栖霞组灰岩的层位限定在Neoschwagerina出现之前和梁山组之上或假整合在马平群之上的岩层(中国地层典编委会,2000),其生物地层单位为Misellina延限带(金玉玕等,1999)。滇东地区栖霞期的蜓类发育也十分良好,但出于研究需要,仅对其进行属种的识别和地层的划分,并未进行详细的分带。收集滇东地区区域地质调查报告和区域地质志等资料,结合野外实测剖面及野外勘查情况,选取了14个保存完好、蜓带序列发育较全并且上覆地层均为玄武岩的栖霞茅口灰岩剖面进行地层对比,图2展示了4条横跨研究区的东西向剖面。通过对比发现,以小江断裂和巧家断裂交点为分界点,其北侧的东西向横跨小江断裂的普格西罗剖面(图2a)和布拖日则村剖面(图2b)茅口灰岩厚度差异不大,分别为97.8m和76.8m,向东逐渐增大,到昭通三道水(图2c)厚度为197.2m。而分界点以南,小江断裂东西两侧地层厚度差异明显,沿小江断裂存在明显的厚度突变。如小江断裂西侧的会东大桥茅口组厚度仅为23.7m(图2e),而东侧的巧家陈家坪(图2f)和会泽矿山厂(图2g)厚度分别厚达326.3m和332.7m。沿小江断裂向南到寻甸嵩明一带,东西两侧的地层厚度差异有减小的趋势,如图2l和图2m所示的禄劝二哨剖面和寻甸初奈剖面。在南北方向上,小江断裂西侧,跨越巧家断裂的普格西罗(图2a)和会东大桥(图2e)的茅口灰岩地层厚度差异明显,分别为97.8m和23.7m,从分界点附近的会东大桥往南,茅口灰岩逐渐增厚到寻甸联合乡(图2i)的92m,再到禄劝二哨(图2l)的239.2m;而小江断裂东侧的地层厚度基本稳定(图2)。以上地层厚度对比结果表明,在玄武岩喷发之前,小江断裂可能发生了西侧差异抬升的正断层活动,但并非断裂的整体活动,而是以与巧家断裂交点为分界,结果导致了断层两侧地层厚度差异。野外调查发现,巧家断裂和小江断裂表现为向北东或向东倾斜,因此,该地层厚度的差异说明了地幔柱活动可能诱发了在岩浆活动前沿巧家和小江断裂的差异正断活动,表现为在小江断裂西侧、巧家断裂西南侧地区的隆升和小江断裂东侧、巧家断裂东北侧地区的沉降。然而,关于小江断裂差异正断活动的时间是始于茅口同沉积期还是茅口组沉积之后,需要进一步的地层及古生物的精确对比研究才能确定。利用表1的蜓带划分结果,对所选剖面进行生物地层对比,特别是地层厚度存在明显差异的会东大桥-巧家陈家坪一线(图2d-g)。研究结果表明,在小江断裂西侧的很多剖面都发现了茅口灰岩的顶部带化石,例如:实测采样的大桥剖面(图2e)和前人描述的会东糖房剖面和会理铜厂沟剖面。更有说服力的是,位于中带接近何斌等(2003)确定的隆升中心的会理白果干湾子剖面(图2d),虽然栖霞组及茅口组灰岩厚度分别仅有43m和64m,但是该剖面顶部的深灰色块状泥晶生物碎屑灰岩中却发育了大量的属于茅口组顶部化石带的蜓类,包括Neomisellinasp.,N.delicata,N.lepida,Kahlerinasp.,这些蜓类化石属于YabeinaNeomisellina亚带,该剖面岩石露头较好、接触关系清楚表明这些化石并非是后期剥蚀残存下来的。从剖面分布范围来看,大桥、会东糖房和禄劝庆门口剖面位于小江断裂西侧、普渡河断裂东侧;而会理铜厂沟和白果干湾子剖面位于普渡河断裂西侧。而在小江断裂西侧的也有很多剖面,如实测的寻甸联合乡(图2i)和禄劝二哨(图2l)仅发育了茅口灰岩的Neoschwagerinacraticulifera-Chusenella亚带和Neoschwagerinasimplex亚带,未发现茅口灰岩的顶部化石带YabienagubleriNeomisellinamultivoluta亚带,可能是茅口组沉积之后地表隆升剥蚀的结果,从下文所述的砾岩沉积可以得到更好的说明。值得一提的是,在前人指出的很多剥蚀程度很大的地区,如米易二滩、大理宾川等地,野外观测发现玄武岩与下伏地层呈断层接触,表明了后期强烈的构造变动影响,其接触关系并不能反映茅口组沉积后、玄武岩喷发前的剥蚀情况。蜓类顶部化石带保存完好的剖面的存在,很好的说明了滇东地区茅口组的厚度差异并非像前人解释的那样:在茅口期沉积了近乎等厚的茅口组灰岩,茅口期之后由于地幔柱上涌造成了高达1300m的地表穹状隆升和300m的茅口组灰岩剥蚀(何斌等,2003,2005);而是小江断裂和巧家断裂在茅口组同沉积期发生了正断层活动,导致了茅口组灰岩在小江断裂西侧原始沉积厚度的减薄,同时由剖面的分布范围来看,普渡河断裂在茅口组沉积期没有明显的活动。而茅口期之后的地表隆升和剥蚀规模并不像前人指出的那样大,对比地层厚度及蜓带发育情况,剥蚀规模可能仅有几十米。同时在隆升过程中,小江断裂西侧部分地区发生地表剥蚀,而部分地区由于地幔柱上涌的引张作用(张云湘等,1988)沿先成深大断裂及次生断裂发生小规模沉降,保存了完好的茅口组地层(王瑞华等,2011)。因此隆升剥蚀的范围可能是局限的。同时,在对小江断裂东西两侧地层的岩性对比中发现,栖霞组在小江断裂两侧的岩性变化不大,由灰色、灰白色粉晶生屑灰岩、白云质斑状灰岩组成,很少含有硅质或者燧石条带、结核,代表了相对浅水的海相沉积;而茅口组灰岩在小江断裂东西两侧差别较大,东侧中上部灰岩地层中发育大量的燧石结核或透镜体,局部为燧石条带,而在西侧茅口灰岩地层中很少或者基本不见硅质团块或燧石结核,如西侧东川白泥井剖面茅口组岩性主要为斑状白云质灰岩和粉晶生屑灰岩,中部未见硅质团块,而东侧会泽矿山厂(图2g)和宣威大营上(图2j)茅口组岩性则变为粉晶生屑灰岩夹少量白云岩,中部发育大量的硅质结核及条带。这种台地相碳酸盐岩之上发育的硅质灰岩通常被解释为深水盆地沉积,并且这种沉积在华南二叠纪地层中广泛发育,古水深至少200m(WangandJin,2000;Shenetal.,2007;Sunetal.,2010)。因此,结合这种岩性上的变化和年代地层对比结果,我们认为在栖霞期,小江断裂两侧沉积环境可能差别不大,为统一的浅海沉积;而从茅口期开始,由于地幔柱上涌,诱发了小江断裂和巧家断裂同沉积期的正断层活动,形成了小江断裂东侧和巧家断裂东北侧水体加深和小江断裂西侧和巧家断裂西南侧的水下隆起,成为控制现今茅口组沿巧家断裂和小江断裂南段沉积厚度显著差异的重要因素。3居民扩大了火山砾岩的层序地层位于研究区东北缘的会东大桥、鲁吉、普格、布拖一带(图3),在玄武岩的中下部发育一套砾岩,其砾石成分以灰岩和玄武岩为主。何斌等(2005,2006)认为这套砾岩的分布受到小江断裂和巧家断裂的控制,是因为他们错误地把会东大桥、会东糖房及鲁吉的位置定在小江断裂以东,因此认为砾岩发育于小江断裂的东侧和巧家断裂东北侧,作为小江断裂在茅口组沉积之后同隆升活动的证据。经过仔细查阅资料并结合多次野外地质露头观察和经纬度定点,最后确定会东大桥、会东糖房及鲁吉位于小江断裂西侧、巧家断裂西南侧及普渡河断裂东侧(图3)。因此这套砾岩的地质意义需要重新解释。另外,在寻甸野猫箐剖面也发现了相似的砾岩沉积(图3),其层位位于玄武岩的中下部,砾石同样是以玄武岩和灰岩为主,而该剖面的位置同样位于小江断裂以西、普渡河断裂以东。因此,这套砾岩的分布范围的西界应该是普渡河断裂。选取出露最为完好、研究较多(何斌等,2005;PeateandBryan,2008)的会东大桥砾岩剖面进行描述和分析。野外考察时,正值河流干涸、河床裸露之际,因此能够做出更为准确详细的地层实测和描述。该套砾岩的总厚度为81.5m,上覆于覆盖在茅口组灰岩顶部的405m的第一期玄武岩之上(图4)。地层描述如下(图5):峨眉山第一期玄武岩之上覆盖了1.2m厚的棕褐色玄武质火山灰和大量的粒径最大达1cm的“增生火山砾”(accretionarylapilli,PeateandBryan,2008;图5a),增生火山砾的核心多为粗粒的火山灰,少部分为玄武质岩屑,外圈为细粒的火山灰。其上为玄武质角砾岩,底部为侵蚀界面,砾石成分以玄武岩为主,少量灰岩碎屑,粒径mm级别到2cm,砾石成层性很好,基质为火山灰。自此向上除下部夹一层4m厚的墨绿色玄武岩外,发育65.05m的砾岩、巨砾岩,其组成和形态具有很大的差别,层厚从0.35m到13.5m,基本上都为块状层理。砾岩成分为玄武岩和灰岩(图5b),其所占比例变化很大,但不像PeateandBryan(2008)所指出的那样,剖面底部灰岩砾石占主导,向上逐渐含有更多的玄武质成分。而是发育五期旋回,旋回底部以玄武质砾石为主,部分成层分布,粒径多为mm级别和5~10cm,偶见30cm;向上玄武岩砾石减少变小,灰岩砾石逐渐增多变大,其粒径多为2~10cm(图5d);砾石以次棱角状为主;基质滴盐酸剧烈起泡,室内镜下观察确定基质以碳酸质为主(图6),胶结方式以基底式胶结为主,部分层位孔隙式胶结。这种旋回性可能是火山脉动性活动的响应。在剖面的中部发育9m厚的巨砾岩,砾石大小主要为3~5cm和20~30cm两个级别,其玄武岩和灰岩成分近乎相等,并在玄武岩砾石中包裹灰岩砾石(图5c),而灰岩砾石中没有发现包裹玄武岩砾石的现象。在剖面顶部,和底部岩性相似的灰黑色纹层状砾岩与灰黄色火山灰互层发育,砾岩砾屑为玄武质和灰质,发育向上变细的正粒序,粒径为0.2~1cm。火山灰中同样发育大量的“增生火山砾”。PeateandBryan(2008)曾指出这些砾屑沉积的基质中发育自由存在的有孔虫和海百合化石,经大量的镜下观察,发现它们都存在剥蚀残留边,因此他们所指出来的化石可能均为灰岩砾石剥蚀破碎而来(图6)。大桥剖面中砾岩成分的旋回性变化很好的说明了地幔柱火山活动的多期次性和活动强度的多变性。基质成分以碳酸质为主,有力的证明了上覆第二期次岩浆喷溢之前,该区域处于水下环境。玄武岩砾石中包裹的灰岩砾石是火山熔岩上升过程中捕获下部茅口组灰岩的产物。加之大小混杂分选极差、最大粒径超过30cm和次棱角状的砾石形态及块状层理,表明大桥砾岩可能是峨眉山地幔柱活动诱发的普渡河断裂及巧家断裂活动控制的水下泥石流沉积,也是普渡河断裂和巧家断裂同喷发期活动的有力证据。空间上,在向北东侧远离普渡河断裂和巧家断裂的普格西罗、布拖乌科乡(图4),我们也发现并实测了相似的砾岩剖面,其砾石成分及砾石形态特征和大桥砾岩剖面相似,只是砾岩总厚度减小到25m,而砾石成分以灰岩砾石为主,粒径也明显减少,多小于5cm。这一套砾岩的岩性、形态及空间展布特征都有力地证明了其水下泥石流成因(LiuandYang,2000),反映了旁侧的普雄-普渡河断裂和巧家断裂在同喷发期的差异升降活动。4茅口组岩阶段对滇东地区的地层对比分析表明,沿小江断裂南侧存在的茅口灰岩厚度突变是茅口组同沉积期正断层活动形成的沉积地层厚度差异和沉积后地表隆升剥蚀的共同结果,缓慢的断层差异升降导致了在西侧存在一个相对较高的地势并且沉积了厚度较薄但地层发育完全的茅口组灰岩,而小江断裂东侧则沉积了较厚的茅口组灰岩,并且厚度向远离小江断裂的方向增大。其构造演化模型如图7所示。茅口组沉积之后,沿小江断裂喷溢了第一期次的玄武岩,并且沿小江断裂形成玄武岩厚度最大带。第一期玄武岩的沉积负载(LengandZhong,2010)加剧了东侧的相对沉降和西侧的隆升,使普渡河断裂的西侧地区承受风化剥蚀,但这种隆升的幅度远不及前人估计的千米级别,部分地区沿先成深大断裂及次生断裂发生小规模沉降,保存了完好的茅口组地层,而部分地区剥蚀活动波及基底地层,其剥蚀产物以泥石流的形式沉积在普渡河断裂的东侧和巧家断裂的东北侧水下,形成了会东大桥-普格-布拖一带的水下泥石流砾岩沉积,并且其在厚度上呈现出明显的向远离断裂方向减薄的趋势。由于这套砾岩沉积分布于小江断裂两侧,且厚度基本未受到断裂的影响,所以第一期岩浆活动之后小江断裂未发生明显差异升降。其构造演化模型如图8所示。5讨论和结论5.1试验的结果和成岩作用通过滇东地区地层以及蜓带对比可以发现,茅口组灰岩沿小江断裂和巧家断裂存在一个明显的厚度差异,西侧很薄,东侧较厚,且向东继续增厚;在栖霞及茅口组保存很薄的会理白果干湾子、铜厂沟以及会东糖房、大桥等地灰岩剖面的顶部生物碎屑灰岩中都发现了属于茅口组晚期的蜓类化石,这些剖面露头较好、接触关系清楚表明这些化石并非是后期剥蚀残存下来的,而是地层保存相对完整;以上证据表明在茅口组沉积结束之前,小江断裂的同沉积正断活动控制了断裂两侧茅口组地层的厚度差异。而部分剖面茅口灰岩缺少顶部化石带,表明了茅口组沉积之后普渡河断裂西侧地表的隆升剥蚀。因此现今看到的茅口组的地层减薄正是由地幔柱活动诱发的同沉积期一些主干断裂差异活动造成的水下隆升形成的沉积地层厚度差异和沉积后地表隆