滇東地區(qū)峨眉山地幔柱活動(dòng)的沉積響應(yīng)*

吳鵬　劉少峰　竇國興

1. 中國地質(zhì)大學(xué)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京　1000832. 中國地質(zhì)大學(xué)地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京　1000833. 中國煤炭地質(zhì)總局地球物理勘探研究院，涿州　0727501.

對(duì)滇東地區(qū)峨眉山玄武巖下伏茅口組灰?guī)r進(jìn)行地層對(duì)比表明，地幔柱上涌導(dǎo)致的隆升開始于茅口期，表現(xiàn)為茅口組同沉積過程中斷層差異升降形成的水下隆升；而現(xiàn)今看到的茅口組的地層減薄正是水下隆升形成的沉積地層厚度差異和沉積后地表隆升剝蝕的共同結(jié)果，但沉積后隆升的規(guī)模遠(yuǎn)遠(yuǎn)小于前人估算的千米級(jí)別。會(huì)東大橋-普格-布拖一帶發(fā)育的礫巖表明峨眉山玄武巖噴發(fā)的多期次性和礫巖的水下泥石流成因，根據(jù)其分布范圍劃定了第一期巖漿噴發(fā)之后滇東地區(qū)的抬升剝蝕以西昌-巧家斷裂和普雄-普渡河斷裂為東界。根據(jù)上述地質(zhì)證據(jù)，總結(jié)了滇東地區(qū)二疊紀(jì)的構(gòu)造-沉積演化模型。

茅口灰?guī)r；泥石流礫巖；小江斷裂；地幔柱；滇東地區(qū)

圖1　滇東地區(qū)地質(zhì)簡圖(據(jù)張?jiān)葡娴龋?988；何斌等，2003，2005)圖中黑色方框?yàn)檠芯繀^(qū)范圍；①甘洛-小江斷裂；②普雄-普渡河斷裂；③安寧河斷裂；④西昌-巧家斷裂；⑤綠汁江斷裂；⑥攀枝花-楚雄斷裂；⑦箐河-程海斷裂；⑧哀牢山-紅河斷裂；⑨龍門山斷裂Fig.1　Schematic geological map of the eastern Yunnan Province (after Zhang et al., 1988; He et al., 2003, 2005)The black box on the map represents the study area; ①Ganluo-Xiaojiang fault; ②Puxiong-Puduhe fault; ③Anninghe fault; ④Xichang-Qiaojia fault; ⑤Luzhijiang fault; ⑥Panzhihua-Chuxiong fault; ⑦Jinghe-Chenghai fault; ⑧Ailaoshan-Honghe fault; ⑨Longmenshan fault

峨眉山玄武巖是被國際地學(xué)界認(rèn)可的大火成巖省(Chung and Jahn, 1995; Courtillotetal., 1999; 何斌等, 2003)，其噴發(fā)活動(dòng)是上揚(yáng)子中、晚二疊世重要的地質(zhì)事件。由于它可能導(dǎo)致了二疊紀(jì)全球氣候變化和生物大滅絕事件，因而受到國內(nèi)外學(xué)者的廣泛關(guān)注(Heetal., 2003; 何斌等, 2006)。雖然對(duì)于峨眉山大火成巖省的形成機(jī)制還存在一定的爭議，但大多數(shù)學(xué)者都認(rèn)為其與地幔柱活動(dòng)有關(guān)，主要基于以下幾點(diǎn)：(1)峨眉山大火成巖省的體積為0.3×106～0.4×106km3，巖漿規(guī)模巨大，應(yīng)該來自核幔邊界；(2)地磁數(shù)據(jù)表明玄武巖塊體的噴發(fā)時(shí)間可能小于1Myr(Alietal., 2010)；(3)峨眉山玄武巖、基性超基性巖墻群和層狀侵入體是地慢柱和巖石圈相互作用的產(chǎn)物(徐義剛和鐘孫霖，2001；宋謝炎等，2001)。同時(shí)對(duì)大火成巖省淺部地質(zhì)記錄的研究也是證實(shí)地幔柱活動(dòng)一種可靠和獨(dú)立的手段(何斌等, 2003; Rainbird, 1993)。何斌等(2003)通過對(duì)峨眉山玄武巖下伏的茅口組灰?guī)r的厚度及生物地層進(jìn)行對(duì)比，認(rèn)為上揚(yáng)子西緣茅口組灰?guī)r在茅口組沉積之后、玄武巖噴發(fā)之前存在差異剝蝕，即自西向東分為深度剝蝕的內(nèi)帶、部分剝蝕的中帶、短暫沉積間斷的外帶和連續(xù)沉積帶(圖1)，這種差異剝蝕是峨眉山玄武巖噴發(fā)之前地幔熱柱沖擊巖石圈所造成的地殼快速隆升的結(jié)果；并且根據(jù)峨眉山大火成巖省中沖積扇的沉積記錄估算了地幔柱上升造成的地殼抬升幅度大于1300m(何斌等，2005)。這些結(jié)論很好的吻合了Campbell and Griffiths(1990)的經(jīng)典地幔柱模型，即上升地幔柱通常造成1～2km大規(guī)模的地殼抬升及形成穹狀隆起，并且被眾多的國內(nèi)外學(xué)者所接受和引用。

但是對(duì)何斌等(2003)提出的峨眉山玄武巖噴發(fā)之前地表穹狀隆升和差異剝蝕的模型，也有很多人提出了質(zhì)疑。Peate and Bryan(2008)通過對(duì)位于內(nèi)帶與中帶交界的云南會(huì)東大橋剖面進(jìn)行火山學(xué)和沉積學(xué)的調(diào)查表明大量的熔巖流和火山碎屑層侵位在海相地層序列中，從而認(rèn)為峨眉山玄武巖噴發(fā)前從未出現(xiàn)大規(guī)模的地殼隆升，而是海相噴發(fā)。Sunetal.(2010)通過對(duì)茅口組頂部灰?guī)r地層中牙形石的生物定年和沉積相分析表明，在峨眉山玄武巖噴發(fā)之前，很多地區(qū)為深水相的沉積環(huán)境。

因此，峨眉山玄武巖噴發(fā)前是否存在隆升和剝蝕？如存在隆升，下伏茅口組的地層減薄是茅口組沉積后地幔柱活動(dòng)誘發(fā)的地殼抬升和地表剝蝕減薄還是在茅口組同沉積過程中地幔柱活動(dòng)誘發(fā)的斷層差異升降引起的沉積地層厚度差異還存在著爭論。滇東地區(qū)構(gòu)造關(guān)系相對(duì)簡單，剖面保存相對(duì)較好。通過對(duì)滇東地區(qū)二疊紀(jì)棲霞組和茅口組古生物地層學(xué)和沉積學(xué)的研究，進(jìn)一步查明了地層厚度差異的成因及與地幔柱活動(dòng)的關(guān)系，為全面認(rèn)識(shí)峨眉山地幔柱活動(dòng)的過程和機(jī)制，完善峨眉山地幔柱構(gòu)造演化模型提供了實(shí)際資料，對(duì)峨眉山大火成巖省全區(qū)的研究起到了很好的借鑒作用。

1　滇東地區(qū)二疊紀(jì)地層發(fā)育

研究區(qū)位于揚(yáng)子板塊西緣，包括云南省東部及四川省東南角，處于何斌等(2003)劃分的差異剝蝕帶的內(nèi)帶和中帶(圖1)。區(qū)內(nèi)分布多條主干斷裂帶(張?jiān)葡娴龋?988；任紀(jì)舜和金小赤，1996)，自西向東依次為南北向的安寧河斷裂、普雄-普渡河斷裂(以下簡稱普渡河斷裂)、甘洛-小江斷裂(以下簡稱小江斷裂)以及北西向的西昌-巧家斷裂(以下簡稱巧家斷裂)。滇東地區(qū)峨眉山玄武巖最大厚度帶和厚度陡變帶走向與小江斷裂走向一致，并有幾個(gè)厚度中心，向東減薄并最終呈舌狀體尖滅(張?jiān)葡娴龋?988)。峨眉山玄武巖之下的二疊紀(jì)地層按巖性、生物組合、接觸關(guān)系可劃分為：梁山組、棲霞組、茅口組。梁山組為一套海陸交互相的含煤地層，小江斷裂以東大部分地區(qū)梁山組與下伏上石炭統(tǒng)為平行不整合接觸，小江斷裂以西地區(qū)則分別超覆在中石炭統(tǒng)或中寒武統(tǒng)之上，反映了小江斷裂以西地區(qū)在梁山組形成前處于長期剝蝕狀態(tài)，并顯示出小江斷裂對(duì)沉積的控制作用(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1990)；棲霞組和茅口組普遍認(rèn)為為一套淺海相碳酸鹽巖，兩者整合接觸。

何斌等(2003)對(duì)峨眉山大火成巖省茅口灰?guī)r剖面進(jìn)行生物地層對(duì)比，展示了茅口組灰?guī)r在空間上厚度的減薄。李宏博等(2011)在此基礎(chǔ)上，統(tǒng)計(jì)了區(qū)域地質(zhì)資料中203個(gè)茅口組剖面，繪制茅口組等厚圖，直觀的反映了茅口組的厚度差異變化。但是，茅口組的減薄是沉積后的地表剝蝕還是同沉積期沉積厚度在地幔柱中心部位的減薄還未取得共識(shí)。前者說明地幔柱活動(dòng)誘發(fā)了茅口組沉積之后或末期的地表隆升，而后者說明地幔柱活動(dòng)誘發(fā)了在茅口組同沉積期水下差異升降，從而控制了沉積厚度的變化。再者，茅口組沉積之前棲霞組頂部也可能是不平坦的，原始地勢起伏也會(huì)導(dǎo)致茅口組灰?guī)r的厚度差異。為了準(zhǔn)確的論證上述完全不同的構(gòu)造過程，我們依據(jù)標(biāo)準(zhǔn)蜓類化石帶，對(duì)滇東地區(qū)14個(gè)剖面的棲霞組和茅口組地層進(jìn)行了厚度和年代地層對(duì)比，揭示了它們在滇東地區(qū)地層厚度差異的原因。

2　滇東地區(qū)棲霞期和茅口期年代地層與對(duì)比

傳統(tǒng)的茅口期包括祥播階上部、孤峰階和冷塢階，通常被認(rèn)為是蜓類動(dòng)物演化的鼎盛時(shí)期(朱李鳴等，2002)。茅口期的生物地層單位為Neoschwagerina延限帶，該延限帶以Misellina的消失和具有完善的旋向副隔壁蜓類(Neoschwagerinasimplex)的出現(xiàn)為開端，又以副隔壁蜓類的殆盡而告終(金玉玕等，1999；中國地層典編委會(huì)，2000)。滇東地區(qū)茅口期的蜓類發(fā)育良好，化石十分豐富，各主要蜓帶都有代表分子出現(xiàn)，為茅口灰?guī)r的生物地層對(duì)比提供了保證。統(tǒng)計(jì)滇東地區(qū)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告和區(qū)域地質(zhì)志等資料，綜合考慮研究區(qū)蜓類動(dòng)物群的整體面貌及主要屬種，并參考中國標(biāo)準(zhǔn)蜓帶劃分(金玉玕等，1999)及以往相鄰地區(qū)茅口期蜓類生物地層的研究成果(楊振東，1985；楊湘寧等，1999；何斌等，2003；曾學(xué)魯和高金漢，2005)，將茅口灰?guī)r蜓帶化石自下而上分為：Neoschwagerinasimplex亞帶，Neoschwagerinacraticulifera-Chusenella亞帶(相當(dāng)于Afghanellaschencki亞帶，可與Neos.margaritae帶相對(duì)比(王國蓮和孫秀芳，1973；曾學(xué)魯和高金漢，2005))和Yabienagubleri-Neomisellinamultivoluta亞帶(表1)。在劃分蜓帶過程中，注重蜓類演化過程中新類群的首次出現(xiàn)，并關(guān)注滇東地區(qū)特有的蜓類發(fā)育和研究情況。比如在滇東地區(qū)大部分剖面蜓帶演化中并未見大量的Afghanella蜓的出現(xiàn)，取而代之的是Sumatrina屬和Neoschwagerinacraticulifera，因此在蜓帶劃分中并沒有采用標(biāo)準(zhǔn)的Afghanellaschencki亞帶。

1974年盛金章將棲霞組灰?guī)r的層位限定在Neoschwagerina出現(xiàn)之前和梁山組之上或假整合在馬平群之上的巖層(中國地層典編委會(huì)，2000)，其生物地層單位為Misellina延限帶(金玉玕等，1999)。滇東地區(qū)棲霞期的蜓類發(fā)育也十分良好，但出于研究需要，僅對(duì)其進(jìn)行屬種的識(shí)別和地層的劃分，并未進(jìn)行詳細(xì)的分帶。

收集滇東地區(qū)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告和區(qū)域地質(zhì)志等資料，結(jié)合野外實(shí)測剖面及野外勘查情況，選取了14個(gè)保存完好、蜓帶序列發(fā)育較全并且上覆地層均為玄武巖的棲霞茅口灰?guī)r剖面進(jìn)行地層對(duì)比，圖2展示了4條橫跨研究區(qū)的東西向剖面。

通過對(duì)比發(fā)現(xiàn)，以小江斷裂和巧家斷裂交點(diǎn)為分界點(diǎn)，其北側(cè)的東西向橫跨小江斷裂的普格西羅剖面(圖2a)和布拖日則村剖面(圖2b)茅口灰?guī)r厚度差異不大，分別為97.8m和76.8m，向東逐漸增大，到昭通三道水(圖2c)厚度為197.2m。而分界點(diǎn)以南，小江斷裂東西兩側(cè)地層厚度差異明顯，沿小江斷裂存在明顯的厚度突變。如小江斷裂西側(cè)的會(huì)東大橋茅口組厚度僅為23.7m(圖2e)，而東側(cè)的巧家陳家坪(圖2f)和會(huì)澤礦山廠(圖2g)厚度分別厚達(dá)326.3m和332.7m。沿小江斷裂向南到尋甸嵩明一帶，東西兩側(cè)的地層厚度差異有減小的趨勢，如圖2l和圖2m所示的祿勸二哨剖面和尋甸初奈剖面。在南北方向上，小江斷裂西側(cè)，跨越巧家斷裂的普格西羅(圖2a)和會(huì)東大橋(圖2e)的茅口灰?guī)r地層厚度差異明顯，分別為97.8m和23.7m，從分界點(diǎn)附近的會(huì)東大橋往南，茅口灰?guī)r逐漸增厚到尋甸聯(lián)合鄉(xiāng)(圖2i)的92m，再到祿勸二哨(圖2l)的239.2m；而小江斷裂東側(cè)的地層厚度基本穩(wěn)定(圖2)。

表1茅口期和棲霞期年代地層及蜓帶劃分(據(jù)金玉玕等, 1999; Sunetal., 2010修改)

Table 1Maokouan and Qixianian time scale and fusulinid zones (modified after Jinetal., 1999; Sunetal., 2010)

以上地層厚度對(duì)比結(jié)果表明，在玄武巖噴發(fā)之前，小江斷裂可能發(fā)生了西側(cè)差異抬升的正斷層活動(dòng)，但并非斷裂的整體活動(dòng)，而是以與巧家斷裂交點(diǎn)為分界，結(jié)果導(dǎo)致了斷層兩側(cè)地層厚度差異。野外調(diào)查發(fā)現(xiàn)，巧家斷裂和小江斷裂表現(xiàn)為向北東或向東傾斜，因此，該地層厚度的差異說明了地幔柱活動(dòng)可能誘發(fā)了在巖漿活動(dòng)前沿巧家和小江斷裂的差異正斷活動(dòng)，表現(xiàn)為在小江斷裂西側(cè)、巧家斷裂西南側(cè)地區(qū)的隆升和小江斷裂東側(cè)、巧家斷裂東北側(cè)地區(qū)的沉降。

圖2　滇東地區(qū)棲霞組和茅口組灰?guī)r地層及蜓帶對(duì)比圖P2m-茅口組；P1q-棲霞組；P1l-梁山組；1-玄武巖；2-Yabiena gubleri-Neomisellina multivoluta亞帶；3-Neoschwagerina craticulifera-Chusenella亞帶；4-Neoschwagerina simplex亞帶；5-棲霞組Fig.2　The stratigraphic and fusulinid zones correlation of Qixia and Maokou limestone in the eastern Yunnan ProvinceP2m-Maokou Formation; P1q-Qixia Formation; P1l-Liangshan Formation; 1-basalt; 2-Yabiena gubleri-Neomisellina multivoluta Zone; 3-Neoschwagerina craticulifera-Chusenella Zone; 4-Neoschwagerina simplex Zone; 5-Qixia Formation

然而，關(guān)于小江斷裂差異正斷活動(dòng)的時(shí)間是始于茅口同沉積期還是茅口組沉積之后，需要進(jìn)一步的地層及古生物的精確對(duì)比研究才能確定。利用表1的蜓帶劃分結(jié)果，對(duì)所選剖面進(jìn)行生物地層對(duì)比，特別是地層厚度存在明顯差異的會(huì)東大橋-巧家陳家坪一線(圖2d-g)。研究結(jié)果表明，在小江斷裂西側(cè)的很多剖面都發(fā)現(xiàn)了茅口灰?guī)r的頂部帶化石，例如：實(shí)測采樣的大橋剖面(圖2e)和前人描述的會(huì)東糖房剖面和會(huì)理銅廠溝剖面。更有說服力的是，位于中帶接近何斌等(2003)確定的隆升中心的會(huì)理白果干灣子剖面(圖2d)，雖然棲霞組及茅口組灰?guī)r厚度分別僅有43m和64m，但是該剖面頂部的深灰色塊狀泥晶生物碎屑灰?guī)r中卻發(fā)育了大量的屬于茅口組頂部化石帶的蜓類，包括Neomisellinasp.，N.delicata,N.lepida,Kahlerinasp.，這些蜓類化石屬于Yabeina-Neomisellina亞帶，該剖面巖石露頭較好、接觸關(guān)系清楚表明這些化石并非是后期剝蝕殘存下來的。從剖面分布范圍來看，大橋、會(huì)東糖房和祿勸慶門口剖面位于小江斷裂西側(cè)、普渡河斷裂東側(cè)；而會(huì)理銅廠溝和白果干灣子剖面位于普渡河斷裂西側(cè)。而在小江斷裂西側(cè)的也有很多剖面，如實(shí)測的尋甸聯(lián)合鄉(xiāng)(圖2i)和祿勸二哨(圖2l)僅發(fā)育了茅口灰?guī)r的Neoschwagerinacraticulifera-Chusenella亞帶和Neoschwagerinasimplex亞帶，未發(fā)現(xiàn)茅口灰?guī)r的頂部化石帶Yabienagubleri-Neomisellinamultivoluta亞帶，可能是茅口組沉積之后地表隆升剝蝕的結(jié)果，從下文所述的礫巖沉積可以得到更好的說明。值得一提的是，在前人指出的很多剝蝕程度很大的地區(qū)，如米易二灘、大理賓川等地，野外觀測發(fā)現(xiàn)玄武巖與下伏地層呈斷層接觸，表明了后期強(qiáng)烈的構(gòu)造變動(dòng)影響，其接觸關(guān)系并不能反映茅口組沉積后、玄武巖噴發(fā)前的剝蝕情況。

蜓類頂部化石帶保存完好的剖面的存在，很好的說明了滇東地區(qū)茅口組的厚度差異并非像前人解釋的那樣：在茅口期沉積了近乎等厚的茅口組灰?guī)r，茅口期之后由于地幔柱上涌造成了高達(dá)1300m的地表穹狀隆升和300m的茅口組灰?guī)r剝蝕(何斌等，2003，2005)；而是小江斷裂和巧家斷裂在茅口組同沉積期發(fā)生了正斷層活動(dòng)，導(dǎo)致了茅口組灰?guī)r在小江斷裂西側(cè)原始沉積厚度的減薄，同時(shí)由剖面的分布范圍來看，普渡河斷裂在茅口組沉積期沒有明顯的活動(dòng)。而茅口期之后的地表隆升和剝蝕規(guī)模并不像前人指出的那樣大，對(duì)比地層厚度及蜓帶發(fā)育情況，剝蝕規(guī)?？赡軆H有幾十米。同時(shí)在隆升過程中，小江斷裂西側(cè)部分地區(qū)發(fā)生地表剝蝕，而部分地區(qū)由于地幔柱上涌的引張作用(張?jiān)葡娴龋?988)沿先成深大斷裂及次生斷裂發(fā)生小規(guī)模沉降，保存了完好的茅口組地層(王瑞華等，2011)。因此隆升剝蝕的范圍可能是局限的。

同時(shí)，在對(duì)小江斷裂東西兩側(cè)地層的巖性對(duì)比中發(fā)現(xiàn)，棲霞組在小江斷裂兩側(cè)的巖性變化不大，由灰色、灰白色粉晶生屑灰?guī)r、白云質(zhì)斑狀灰?guī)r組成，很少含有硅質(zhì)或者燧石條帶、結(jié)核，代表了相對(duì)淺水的海相沉積；而茅口組灰?guī)r在小江斷裂東西兩側(cè)差別較大，東側(cè)中上部灰?guī)r地層中發(fā)育大量的燧石結(jié)核或透鏡體，局部為燧石條帶，而在西側(cè)茅口灰?guī)r地層中很少或者基本不見硅質(zhì)團(tuán)塊或燧石結(jié)核，如西側(cè)東川白泥井剖面茅口組巖性主要為斑狀白云質(zhì)灰?guī)r和粉晶生屑灰?guī)r，中部未見硅質(zhì)團(tuán)塊，而東側(cè)會(huì)澤礦山廠(圖2g)和宣威大營上(圖2j)茅口組巖性則變?yōu)榉劬蓟規(guī)r夾少量白云巖，中部發(fā)育大量的硅質(zhì)結(jié)核及條帶。這種臺(tái)地相碳酸鹽巖之上發(fā)育的硅質(zhì)灰?guī)r通常被解釋為深水盆地沉積，并且這種沉積在華南二疊紀(jì)地層中廣泛發(fā)育，古水深至少200m(Wang and Jin, 2000; Shenetal., 2007; Sunetal., 2010)。因此，結(jié)合這種巖性上的變化和年代地層對(duì)比結(jié)果，我們認(rèn)為在棲霞期，小江斷裂兩側(cè)沉積環(huán)境可能差別不大，為統(tǒng)一的淺海沉積；而從茅口期開始，由于地幔柱上涌，誘發(fā)了小江斷裂和巧家斷裂同沉積期的正斷層活動(dòng)，形成了小江斷裂東側(cè)和巧家斷裂東北側(cè)水體加深和小江斷裂西側(cè)和巧家斷裂西南側(cè)的水下隆起，成為控制現(xiàn)今茅口組沿巧家斷裂和小江斷裂南段沉積厚度顯著差異的重要因素。

3　礫巖的分布范圍及指示意義

圖3　滇東地區(qū)礫巖分布范圍A-會(huì)東大橋；B-普格西羅；C-布拖烏科鄉(xiāng)；D-尋甸野貓?bào)銯ig.3　The distribution of conglomerates in the eastern Yunnan ProvinceA-Daqiao; B-Puge; C-Butuo; D-Xundian

位于研究區(qū)東北緣的會(huì)東大橋、魯吉、普格、布拖一帶(圖3)，在玄武巖的中下部發(fā)育一套礫巖，其礫石成分以灰?guī)r和玄武巖為主。何斌等(2005，2006)認(rèn)為這套礫巖的分布受到小江斷裂和巧家斷裂的控制，是因?yàn)樗麄冨e(cuò)誤地把會(huì)東大橋、會(huì)東糖房及魯吉的位置定在小江斷裂以東，因此認(rèn)為礫巖發(fā)育于小江斷裂的東側(cè)和巧家斷裂東北側(cè)，作為小江斷裂在茅口組沉積之后同隆升活動(dòng)的證據(jù)。經(jīng)過仔細(xì)查閱資料并結(jié)合多次野外地質(zhì)露頭觀察和經(jīng)緯度定點(diǎn)，最后確定會(huì)東大橋、會(huì)東糖房及魯吉位于小江斷裂西側(cè)、巧家斷裂西南側(cè)及普渡河斷裂東側(cè)(圖3)。因此這套礫巖的地質(zhì)意義需要重新解釋。另外，在尋甸野貓?bào)淦拭嬉舶l(fā)現(xiàn)了相似的礫巖沉積(圖3)，其層位位于玄武巖的中下部，礫石同樣是以玄武巖和灰?guī)r為主，而該剖面的位置同樣位于小江斷裂以西、普渡河斷裂以東。因此，這套礫巖的分布范圍的西界應(yīng)該是普渡河斷裂。

圖4　會(huì)東大橋剖面二疊紀(jì)實(shí)測剖面圖Fig.4　The Permian measured section of Daqiao in Huidong, Sichuan Province

圖5　會(huì)東大橋礫巖剖面實(shí)測柱狀剖面圖柱狀圖中紅色箭頭代表礫石成分變化的五期旋回；(a)-玄武巖之上的玄武質(zhì)火山灰和玄武質(zhì)礫巖；(b)-灰?guī)r和玄武巖礫石；(c)-玄武巖礫石中包裹的灰?guī)r礫石；(d)-礫石的成分變化，從下部以玄武巖礫石為主，向上灰?guī)r礫石逐漸增多，顏色上也可以明顯的看出這種變化Fig.5　The measured columnar section of Daqiao in Huidong, Sichuan ProvinceThe red arrows on the columnar section represent the five cycles of conglomerate component changes; (a)-basaltic ash and basaltic conglomerate upon basalt; (b)-limestone conglomerate and basaltic conglomerate; (c)-limestone conglomerate wrapped in basaltic conglomerate; (d)-the conglomerate compositional grading is obviously reflected in unit colour variance

選取出露最為完好、研究較多(何斌等, 2005; Peate and Bryan, 2008)的會(huì)東大橋礫巖剖面進(jìn)行描述和分析。野外考察時(shí)，正值河流干涸、河床裸露之際，因此能夠做出更為準(zhǔn)確詳細(xì)的地層實(shí)測和描述。該套礫巖的總厚度為81.5m，上覆于覆蓋在茅口組灰?guī)r頂部的405m的第一期玄武巖之上(圖4)。地層描述如下(圖5)：

峨眉山第一期玄武巖之上覆蓋了1.2m厚的棕褐色玄武質(zhì)火山灰和大量的粒徑最大達(dá)1cm的“增生火山礫”(accretionary lapilli, Peate and Bryan, 2008; 圖5a)，增生火山礫的核心多為粗粒的火山灰，少部分為玄武質(zhì)巖屑，外圈為細(xì)粒的火山灰。其上為玄武質(zhì)角礫巖，底部為侵蝕界面，礫石成分以玄武巖為主，少量灰?guī)r碎屑，粒徑mm級(jí)別到2cm，礫石成層性很好，基質(zhì)為火山灰。

自此向上除下部夾一層4m厚的墨綠色玄武巖外，發(fā)育65.05m的礫巖、巨礫巖，其組成和形態(tài)具有很大的差別，層厚從0.35m到13.5m，基本上都為塊狀層理。礫巖成分為玄武巖和灰?guī)r(圖5b)，其所占比例變化很大，但不像Peate and Bryan(2008)所指出的那樣，剖面底部灰?guī)r礫石占主導(dǎo)，向上逐漸含有更多的玄武質(zhì)成分。而是發(fā)育五期旋回，旋回底部以玄武質(zhì)礫石為主，部分成層分布，粒徑多為mm級(jí)別和5～10cm，偶見30cm；向上玄武巖礫石減少變小，灰?guī)r礫石逐漸增多變大，其粒徑多為2～10cm(圖5d)；礫石以次棱角狀為主；基質(zhì)滴鹽酸劇烈起泡，室內(nèi)鏡下觀察確定基質(zhì)以碳酸質(zhì)為主(圖6)，膠結(jié)方式以基底式膠結(jié)為主，部分層位孔隙式膠結(jié)。這種旋回性可能是火山脈動(dòng)性活動(dòng)的響應(yīng)。在剖面的中部發(fā)育9m厚的巨礫巖，礫石大小主要為3～5cm和20～30cm兩個(gè)級(jí)別，其玄武巖和灰?guī)r成分近乎相等，并在玄武巖礫石中包裹灰?guī)r礫石(圖5c)，而灰?guī)r礫石中沒有發(fā)現(xiàn)包裹玄武巖礫石的現(xiàn)象。

圖6　大橋礫巖中基質(zhì)中存在的化石(a)-腹足類化石中充填的方解石與基質(zhì)的成分完全不同；(b)-基質(zhì)中的海百合化石存在明顯的剝蝕殘留邊；(c)-灰?guī)r礫石與剝蝕下來的化石；(d)為c的放大，也可以明顯看到剝蝕的痕跡Fig.6　The fossils preserved in the matrix of Daqiao conglomerates(a)-the calcite filled in gastropod is totally different from matrix components; (b)-the obvious residual rim of crinoid in the matrix; (c)-limestone conglomerate and the fossil from erosion; (d) larger view of c, the sign of erosion is also noticeable

圖7　滇東地區(qū)峨眉山玄武巖噴發(fā)之前的沉積構(gòu)造模型Fig.7　The sedimentary-tectonic model before the Emeishan basalt magmatic activity in the eastern Yunnan Province

在剖面頂部，和底部巖性相似的灰黑色紋層狀礫巖與灰黃色火山灰互層發(fā)育，礫巖礫屑為玄武質(zhì)和灰質(zhì)，發(fā)育向上變細(xì)的正粒序，粒徑為0.2～1cm?；鹕交抑型瑯影l(fā)育大量的“增生火山礫”。Peate and Bryan(2008)曾指出這些礫屑沉積的基質(zhì)中發(fā)育自由存在的有孔蟲和海百合化石，經(jīng)大量的鏡下觀察，發(fā)現(xiàn)它們都存在剝蝕殘留邊，因此他們所指出來的化石可能均為灰?guī)r礫石剝蝕破碎而來(圖6)。

大橋剖面中礫巖成分的旋回性變化很好的說明了地幔柱火山活動(dòng)的多期次性和活動(dòng)強(qiáng)度的多變性?；|(zhì)成分以碳酸質(zhì)為主，有力的證明了上覆第二期次巖漿噴溢之前，該區(qū)域處于水下環(huán)境。玄武巖礫石中包裹的灰?guī)r礫石是火山熔巖上升過程中捕獲下部茅口組灰?guī)r的產(chǎn)物。加之大小混雜分選極差、最大粒徑超過30cm和次棱角狀的礫石形態(tài)及塊狀層理，表明大橋礫巖可能是峨眉山地幔柱活動(dòng)誘發(fā)的普渡河斷裂及巧家斷裂活動(dòng)控制的水下泥石流沉積，也是普渡河斷裂和巧家斷裂同噴發(fā)期活動(dòng)的有力證據(jù)。

空間上，在向北東側(cè)遠(yuǎn)離普渡河斷裂和巧家斷裂的普格西羅、布拖烏科鄉(xiāng)(圖4)，我們也發(fā)現(xiàn)并實(shí)測了相似的礫巖剖面，其礫石成分及礫石形態(tài)特征和大橋礫巖剖面相似，只是礫巖總厚度減小到25m，而礫石成分以灰?guī)r礫石為主，粒徑也明顯減少，多小于5cm。這一套礫巖的巖性、形態(tài)及空間展布特征都有力地證明了其水下泥石流成因(Liu and Yang, 2000)，反映了旁側(cè)的普雄-普渡河斷裂和巧家斷裂在同噴發(fā)期的差異升降活動(dòng)。

圖8　滇東地區(qū)第一期巖漿噴溢后的沉積-構(gòu)造模型Fig.8　The sedimentary-tectonic model after the first magmatic activity in the eastern Yunnan Province

4　滇東地區(qū)構(gòu)造-沉積演化模型

對(duì)滇東地區(qū)的地層對(duì)比分析表明，沿小江斷裂南側(cè)存在的茅口灰?guī)r厚度突變是茅口組同沉積期正斷層活動(dòng)形成的沉積地層厚度差異和沉積后地表隆升剝蝕的共同結(jié)果，緩慢的斷層差異升降導(dǎo)致了在西側(cè)存在一個(gè)相對(duì)較高的地勢并且沉積了厚度較薄但地層發(fā)育完全的茅口組灰?guī)r，而小江斷裂東側(cè)則沉積了較厚的茅口組灰?guī)r，并且厚度向遠(yuǎn)離小江斷裂的方向增大。其構(gòu)造演化模型如圖7所示。

茅口組沉積之后，沿小江斷裂噴溢了第一期次的玄武巖，并且沿小江斷裂形成玄武巖厚度最大帶。第一期玄武巖

的沉積負(fù)載(Leng and Zhong, 2010)加劇了東側(cè)的相對(duì)沉降和西側(cè)的隆升，使普渡河斷裂的西側(cè)地區(qū)承受風(fēng)化剝蝕，但這種隆升的幅度遠(yuǎn)不及前人估計(jì)的千米級(jí)別，部分地區(qū)沿先成深大斷裂及次生斷裂發(fā)生小規(guī)模沉降，保存了完好的茅口組地層，而部分地區(qū)剝蝕活動(dòng)波及基底地層，其剝蝕產(chǎn)物以泥石流的形式沉積在普渡河斷裂的東側(cè)和巧家斷裂的東北側(cè)水下，形成了會(huì)東大橋-普格-布拖一帶的水下泥石流礫巖沉積，并且其在厚度上呈現(xiàn)出明顯的向遠(yuǎn)離斷裂方向減薄的趨勢。由于這套礫巖沉積分布于小江斷裂兩側(cè)，且厚度基本未受到斷裂的影響，所以第一期巖漿活動(dòng)之后小江斷裂未發(fā)生明顯差異升降。其構(gòu)造演化模型如圖8所示。

5　討論與結(jié)論

5.1　滇東地區(qū)茅口組地層減薄的成因

通過滇東地區(qū)地層以及蜓帶對(duì)比可以發(fā)現(xiàn)，茅口組灰?guī)r沿小江斷裂和巧家斷裂存在一個(gè)明顯的厚度差異，西側(cè)很薄，東側(cè)較厚，且向東繼續(xù)增厚；在棲霞及茅口組保存很薄的會(huì)理白果干灣子、銅廠溝以及會(huì)東糖房、大橋等地灰?guī)r剖面的頂部生物碎屑灰?guī)r中都發(fā)現(xiàn)了屬于茅口組晚期的蜓類化石，這些剖面露頭較好、接觸關(guān)系清楚表明這些化石并非是后期剝蝕殘存下來的，而是地層保存相對(duì)完整；以上證據(jù)表明在茅口組沉積結(jié)束之前，小江斷裂的同沉積正斷活動(dòng)控制了斷裂兩側(cè)茅口組地層的厚度差異。而部分剖面茅口灰?guī)r缺少頂部化石帶，表明了茅口組沉積之后普渡河斷裂西側(cè)地表的隆升剝蝕。因此現(xiàn)今看到的茅口組的地層減薄正是由地幔柱活動(dòng)誘發(fā)的同沉積期一些主干斷裂差異活動(dòng)造成的水下隆升形成的沉積地層厚度差異和沉積后地表隆升剝蝕的共同結(jié)果，同沉積期的茅口組地層厚度差異發(fā)揮了重大的作用，而沉積之后的隆升達(dá)不到千米級(jí)別，剝蝕規(guī)模可能僅有幾十米，剝蝕范圍也很局限；再者，小江斷裂東側(cè)茅口組中上部普遍發(fā)育的硅質(zhì)灰?guī)r，也說明沉積過程中東側(cè)地層由于小江斷裂正斷層活動(dòng)而造成的水體加深。因此，雖然經(jīng)典地幔柱模型認(rèn)為了上升地幔柱通常造成1～2km大規(guī)模的地殼抬升及形成穹狀隆起(Griffiths and Campbell, 1991)，但是在運(yùn)用過程中還需要考慮更加實(shí)際的物理因素和地質(zhì)條件。地幔柱所造成的地表沉積記錄的改變，不僅受控于地幔柱柱頭的動(dòng)力學(xué)機(jī)制，也受到上覆巖石圈流變學(xué)和構(gòu)造樣式的影響(Sunetal., 2010)。

5.2　峨眉山玄武巖的多期噴發(fā)

從大橋剖面的巖性特征及分布范圍可以看出，峨眉山玄武巖存在多期次噴發(fā)的現(xiàn)象，并且伴隨著快速而短暫的海平面改變。第一期玄武巖的噴發(fā)較弱、規(guī)模較小，僅在會(huì)東大橋及野貓?bào)涞鹊?，這與滇東地區(qū)玄武巖厚度最大點(diǎn)(張?jiān)葡娴龋?988)的分布范圍基本相同。同時(shí)由于第一期玄武巖噴發(fā)至地表而形成的重力負(fù)載，加速了普渡河斷裂東側(cè)地區(qū)的沉降和古水深加大，為大橋礫巖的形成提供了條件，也改變了后續(xù)巖漿噴發(fā)的沉積環(huán)境。這種現(xiàn)象在其他大火成巖省也可以看到，比如在北大西洋大火成巖省(the North Atlantic Igneous Province)，從火山作用之前和火山作用過程中的高分辨率沉積記錄中可以觀察到快速而短暫的海平面改變(梅冥相等, 2004; Jonesetal., 2001; Peateetal., 2003)。

5.3　滇東地區(qū)礫巖的指示意義

通過詳細(xì)的資料統(tǒng)計(jì)和野外觀察，確定了大橋礫巖自普渡河斷裂和巧家斷裂向東、北東方向呈扇狀減薄，而礫石成分、形態(tài)特征、分選性表明此套礫巖是峨眉山火山作用及其誘發(fā)的普渡河斷裂及巧家斷裂活動(dòng)導(dǎo)致的水下泥石流事件沉積，是普渡河斷裂同噴發(fā)期活動(dòng)的有力證據(jù)。也就是說，在第一期玄武巖噴發(fā)之后，由于地幔柱的持續(xù)上涌，導(dǎo)致了剝蝕區(qū)在東及北東側(cè)以普渡河斷裂為邊界，發(fā)生了地表隆升和剝蝕，剝蝕物以泥石流形式充填于斷裂東側(cè)和東北側(cè)下降盤的水下環(huán)境。該礫巖帶的分布表明其在滇東地區(qū)發(fā)育具有區(qū)域性。

致謝中國地質(zhì)大學(xué)(北京)王瑜教授對(duì)項(xiàng)目研究給予了大力的支持；中國地質(zhì)調(diào)查局天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所研究員牛紹武、中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所武振杰博士、黃浩博士和中國地質(zhì)大學(xué)(北京)江恬博士對(duì)蜓類鑒定給予了幫助；研究生何斌輝參與了部分野外工作；審稿人提出了寶貴的意見；在此一并致以衷心的感謝！

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