盐边群火山岩特征及环境成因探讨

周晓波，鞠天应

（四川省地质矿产勘查开发局一〇八地质队，四川 崇州 611230）



盐边群火山岩特征及环境成因探讨

周晓波，鞠天应

（四川省地质矿产勘查开发局一〇八地质队，四川 崇州 611230）

摘要：“盐边群”作为四川褶皱基底岩石地层的重要组成部分，历来倍受地学界关注。不同研究者即使面对同一地质事实，同一堆分析数据，对其意义的阐释也有诸多不同，这就是地质让人痴迷沉醉的魅力之所在。通过本次区调工作的宏观调研和微观分析后认为，该区在晋宁（扬子）期处于褶皱造山运动之中，即扬子运动，是区域低温动力变质作用和岩浆作用同步进行的岩浆产物。该区不是稳定的板内非造山环境，不是洋脊拉张背景，也不是古老的蛇绿岩组成部分或是地幔柱产物，可能是前震旦纪龙门山～攀西岛链上的火山弧组成部分。

关键词：火成岩；褶皱基底；玄武岩；盐边

1　概述

盐边群是扬子地台西缘零星出露的前震旦纪古老褶皱基底之一，其底部的火山岩组合称荒田组。该岩石地层出露于四川省老盐边县城南部的荒田村，以及东部的林海、沙坝、鳡鱼乡等地。出露面积151km2，占测区火山岩总面积的35%，占测区岩浆岩总面积的23%。该套火山岩被震旦系及其上覆岩石地层沉积不整合覆盖，或被断层切割，局部被切割成“冲断岩席”或被岩浆侵入吞食，被河流切割，第四系沉积掩盖，因而使得荒田组火山岩出露显得支离破碎，散布于盐边地核与共和地核之中。“盐边群”历来被认为是“康滇地轴”中前震旦纪优地槽岩石组合的典型代表之一，倍受地学界关注，长春学院、成都理工学院、地科院、中科院等科研工作者均涉足该区。论文专著甚多，关于成因研究的文章约十余篇，提出了很多不同成因环境的观点。

2　地质构造背景及成岩时代

2.1大地构造背景

该岩石地层所处大地构造位置在扬子地台西缘的磨盘山断裂以西，箐河-程海断裂以东的夹持区内，由四川省结晶基底康定群和褶皱基底盐边群共同构成的古老“地核”之中——盐边地核和共和地核。震旦系及其以上盖层围绕“地核”呈裙边样增生扩大。盐边群荒田组火山岩是“康滇地轴”中前震旦纪岩石地层的主要组成部分，亦是“地核”中的重要成员之一。该火山岩在测区与下伏康定群咱里组呈断层接触，仅仅是断层接触则很难说明其新老关系，因为“康定群”是多相变质，有深有浅。但是川志记载在盐边县坝头村沟边有一变质砾岩，董申保教授认为是盐边群的底砾岩（四川区域地质志P45）。既说盐边群是覆于康定群结晶基底（2 957Ma）[1]之上，不整合于震旦系列古六组之下的一套浅变质岩石组合。盐边群荒田组下部为强烈蚀变玄武岩，玄武岩中夹板岩、硅质岩，上部为蚀变安山岩。火山岩总厚度1 813m。

2.2成岩时代探讨研究

荒田组火山岩生成年龄时限为1 000～1 700ma（四川区域地质志P21），划为中元古代。在火山岩中还有基性岩脉侵入，局部密集出露，似有基性岩墙群的特征。李继亮等用盐边“蛇绿岩”[2]中的蚀变玄武岩和辉长岩构成的样品组合作全岩Rb～Sr法等时年龄样，获得1 006.0±58.5Ma，被作为划分中元古代的依据[3]。盐边群作为四川省褶皱基底的一部分，前人曾做过大量研究。据不完全统计，对该区地层的研究论文有20余篇。关于其生成时代的研究上，20世纪80年代的同位素年龄表明其生成于中元古（李继亮.1981；李复汉等.1988[4]）；后来在盐边群基性侵入体内分异的超基性岩中获得936Ma（沈渭洲等.2003）和840Ma（朱维汉等.2004）的数据；2005年杜利林等在荒田组玄武岩中通过SHRIMP锆石U-Pb年代研究，获得玄武质岩石岩浆结晶年龄782+53Ma等等[5]。

本次工作在共和地核中荒田组玄武安山岩内采样获得锆石U-Pb年龄823Ma，代表火山岩喷出年龄。

表1　荒田组火山岩化学成分表

但其上覆的盐边群小坪组的锆石U-Pb年龄却达888Ma,比下伏玄武安山岩还老65Ma；比更下面的玄武岩还要老106Ma。侵入于荒田组中的廖家田角闪辉长岩年龄却达910Ma；同样侵入于荒田组中的鳡鱼岩体则更老，达937.5Ma。按理说，上覆地层和后来的侵入体应该比围岩更新，被侵入的围岩应该更老才合理。抛开这些合理性不谈，仅从年龄数据看，最大和最小竟相差达数亿年，这是多么巨大的差异，给前震旦的研究带来很大的困惑。根据这些矛盾重重的数据分析，再结合宏观地质研究事实、以及川志等资料分析认为：划属中元古代晚期较合适。

表2　盐边群荒田组火山岩CIPW标准矿物含量统计表

3　岩相学特征

图1　盐边群荒田组玄武岩TAS分类图

图2　SiO2（Wb%）-Mgo图

3.1岩石学特征

蚀变玄武岩呈灰绿色、暗绿色，多具定向性。局部有表明水下喷益特征的枕状构造，岩枕呈椭圆状，长轴10～100cm，大部分为20～50cm。枕状构造边部有2～3cm的冷凝边。此外还见火山岩所特有的典型构造如气孔，杏仁等。岩石普遍蚀变（变质）强烈，原生矿物由变质矿物绿泥石、绿帘石、黑云母等所替代。故根据岩石薄片资料结合岩石化学分析成果，将该组火山岩定名为强烈蚀变玄武岩及强蚀变玄武安山岩。

3.1.1蚀变玄武岩岩石特征

强纤维状角闪石化变玄武岩：岩石呈灰绿色，定向性明显，具变余纤状、纤柱状变晶结构，残留微晶粒状结构，条带状构造。由角闪石80%～90%，绿帘石3%～5%，斜长石微晶3%～5%，及少量石英粉屑、锆石、磁铁矿等组成。原岩经强纤维状次生角闪石化，原生矿物及结构基本消失。单偏镜下见斜长石微晶假象，认为原岩应为玄武岩。岩石受变质、变形及高温融离作用而形成现在的条带状外貌。

片理化变质玄武岩：岩石呈灰绿～灰黑色，定向性明显，片理化特征清楚。具残晶结构、片状构造。原生矿物几乎全被黑云母交代，仅残留斜长石微晶假象，且含量稀少,约5%左右。黑云母呈鳞片状，定向～平行～紧密排列，构成明显的片理化。变质杏仁玄武岩：岩石具杏仁构造，基质为微晶间粒间隐结构。杏仁体含量5%～10%，斜长石斑晶含量极少，基质含量90%～95%。由斜长石微晶组成的间粒、间隐结构格架；填隙矿物为粒状碳酸盐、绿泥石，绿帘石集合体以及变余玻璃质构成。由斜长石微晶30%～50%；碳酸盐10%；玻璃质、绿泥石、土状绿帘石35%～40%；铁质2%组成。杏仁体呈椭圆形，1～1.4mm大小。由绿泥石充填其中。

3.1.2蚀变玄武安山岩岩石特征

全蚀变交代岩：岩石呈灰绿色，具蚀变交代结构，岩石由绿帘石（90%），次闪石（8%）及少量石英等矿物组成。该岩石为全蚀变交代岩，以绿帘石矿物为主体，呈细粒～细晶状；次要矿物为次闪石，充填于绿帘石的间隙中；少量石英颗粒也散布于绿帘石矿物之间。其原岩可能为玄武安山岩。

3.2岩石化学特征

3.2.1蚀变玄武岩岩石化学特征

蚀变玄武岩SiO2最低含量46.52%，最高含量48.88%，平均值48.02%，极差仅2.36，变化范围很窄（表1）。作为岩石酸性度衡量的重要标准，看来相对较稳定，全部在基性岩范围之内；Al2O3含量在11.84%～14.99%之间，变化范围在三个百分点左右，平均值13.34%，也是较稳定的元素之一，比世界拉斑玄武岩平均值略低，不具有高铝玄武岩的特征；此外FeO、MgO等元素含量也较稳定，与世界拉斑玄武岩平均值比较，均十分接近。岩石多属正常类型的玄武岩（图1）。值得注意的是Na2O最高含量可达3.64%，最低仅1.72%，平均值2.98%，大小相差达二倍多；K2O含量变化在0.21%～0.80%之间，大小相差近四倍而且含量很低。碱元素作为岩石中的活动组分，可能在变质作用过程中发生了一定的流失，体现在CIPW标准矿物含量上则见Or含量极低（表2），导致SiO2含量消耗过少，使得在基性岩中出现不少的标准矿物“石英”而易使人发生误解。

图3　A-F-M图

3.2.2蚀变安山玄武岩岩石化学特征

荒田组火山岩上部的蚀变玄武安山岩，SiO2含量在53.66%～56.49%之间，平均值55.08%，刚好在中性火山岩的范畴内，而且十分标准，岩石类型属正常类型。Al2O3含量13.67%～13.40%，与中国安山岩平均值相比，明显偏低，但是在CIPW标准矿物中却出现刚玉，显铝过饱和特征。这可能与岩石中K2O含量丢失有关。仅从Al2O3分析数值看，基本与岩石类型相吻合，而且含量十分稳定，变化范围很小。而FeO、MgO、MnO也相对较稳定。Na2O含量变化范围在2.46%～2.53%之间，平均值2.37%，与中国安山岩平均值相比则偏低，但变化范围小。K2O含量为0.33%～0.46%区间内，平均值0.40%，与中国安山岩平均值（2.01%）相比，偏低近五倍，相对而言可能流失更为严重。

该组火山岩蚀变强烈，原生矿物几乎蚀变饴尽，在火山岩分类命名中又非常依赖岩石化学成分的情况下，对分类命名有无影响呢？肯定是有的。如CIPW标准中出现“石英”，而且含量还较高，最大可达22.5%，什么概念？进入流纹岩的范畴，而该蚀变玄武安山岩的SiO2含量最高也才56.49%，是标准的中性岩，由此可见影响还是比较明显的。此外在标准矿物中又出现“刚玉”等极不正常的现象都表明有着较大的影响。但是从TAS分类图解上的投影点来分析，还是基本符合实际情况的。岩石属于正常成分类型的玄武安山岩（图2）。

3.2.3岩石化学成分类型划分

该火山岩蚀变强烈，在CIPW标准矿物中出现石英，刚玉等极不正常的情况（表2），采用（De.La.Roche等的）R1～R2和CIPW标准矿物含量。作Q-A-P分类命名方案都不适合,故使用IUGS推荐的TAS分类图解。由图可见：荒田组火山岩分别处于蚀变玄武岩（B）和蚀变玄武安山岩（01）区（图1），二者均属亚碱性系列火山岩。

因岩石在变质作用过程中发生了物质流失，在使用SiO2（Wb%）-/MgO（图2）和T.N.Irvine等的A-F-M常量元素关系图划分外（图3），同时也采用惰性组分Nb/Y-Zr/（P2O5*10000）的图解进行判别（图4），由图可见，二者具有异曲同工之妙，均属拉斑玄武岩系列。在图中同时可见蚀变玄武岩与世界拉斑玄武岩平均值十分接近，同居于“B”区内。它们相互映证、共同表明了划分的一致性。为了进一步划分其类型，用T.N.Irvine等的Ab-An-Or图解（图5），说明该玄武岩为普通类型。

图4　盐边安山玄武质岩石Nb/Y-Zn/P2O5分类图

图5　Ab-An-or图解

划分结果为：蚀变玄武岩为亚碱性拉班玄武岩系列普通类型；后者为亚碱性系列的玄武安山岩，贫碱的为正常岩石类型。

3.3岩石稀土地球化学含量特征

3.3.1蚀变玄武岩稀土地球化学特征

蚀变玄武岩稀土总量一般在52.71～97.80ppm之间，个别样品∑REE含量为155.56ppm，均值89.14ppm，一般含量均在基性岩丰度值（k·图尔基安·1961）附近变化。尽管个别样品的稀土总量变化较大，但稀土配分模式图形态相似，配分曲线近于平行（图6）。只不过稀土总量高的处于图的上方，低的处于下方，彰显出结晶分异的演化特征。

δ Eu和δ Ce值均为1.03，十分接近于“1”，示Eu和Ce无异常，表现在稀土配分模试图上，则见Eu和Ce处呈直线延伸（图6）。总体观之，稀土配分模式图呈微微右倾斜的富集模式，体现在LREE/HREE比值上，则见其大于1（平均值2.54）。

图7　蚀变玄武安山岩稀土元素球粒陨石标准分布型式图

蚀变玄武岩的稀土模试图粗看与Lerce的洋脊玄武岩的一种（李昌年）[6]相雷同，于是使人产生丰富的联想，是否为古老的蛇绿岩套组成部分，实际上更像是“T型”洋中脊玄武岩。但LaN/YbN特征值在1.49～2.53之间，示配分模式图具轻微的重稀土亏损。显富集型特征。

3.3.2蚀变安山玄武岩稀土含量特征

蚀变玄武安山岩则与之相差甚大，稀土总量平均值211.45×10-6，比蚀变玄武岩的稀土总量平均值高出两倍多，不但比中性岩的丰度值高，甚至超过了上地壳的平均含量（黎彤·1976）。如果稀土有向酸性岩和碱性岩中富集的趋势，而这里的玄武安山岩，其酸性度不高，同时也是贫碱的普通岩石类型。LaN/YbN比值平均为3.20，比前者高出1.7倍，配分模式曲线右倾斜更为显著。δ Ce值平均1.02，基本无异常；δ Eu值平均为0.89，具负异常特征，而且比蚀变玄武岩明显偏低。表现在稀土配分模式图上，在Eu处具有下陷特征，显示具有一定的分异（图7）。

综上可见，蚀变玄武岩与蚀变玄武安山岩在岩石学、岩石化学方面有些差异，而稀土地球化学上的差异则十分巨大，尤以稀土总量最为显著。二者呈上下关系紧紧相邻，按理应是同一构造环境的产物，即使要变也是渐进性的。如果差异巨大则另有原因，才能圆满解释。

3.4微量元素含量特征

3.4.1蚀变玄武岩含量特征

火山岩中的相溶元素“钒”含量281～329ppm之间，平均值298.8ppm（表4）,显示该元素在岩石中含量稳定，变化范围小。与基性岩丰度值相比明显偏高149%；而Ni元素含量则不同，含量区间在5.29～317ppm之间，含量变化起伏巨大，二者相差近60倍，平均值53.38ppm,与基性岩丰度值比较，最高含量可高出近2倍，最低含量低出近30倍。这种含量变化特征揭示岩石在地史演过程中，发生了Ni元素的迁移或流失。而Cr和Co元素的含量则与基性岩丰度值相近（表4），符合基性岩的特点。这就是整个相溶元素的含量变化特征。

大离子亲石元素铷，含量在5.51～15.5ppm之间，平均值9.67ppm，比基性岩丰度值明显偏低；Sr、K、Ti与Rb具有同样特征，仅Ba元素含量与丰度值相近。在微量元素配分图（蛛网图）中，Rb，Ba等大离子亲石元素表现为峰值，整个模式图呈现富集型的分配形式。其中Nb、Ta含量较低呈低谷深陷（图8），表示亏损明显。惰性元素“锆”的含量平均值121.02ppm，与基性岩丰度值接近；Y、Hf等元素虽然比丰度值略高，且含量相对较稳定（图9）。

图8　蚀变玄武安山岩微量元素N-MORB标准化蛛网图

图9　蚀变玄武安山岩微量元素N-MORB标准化蛛网图

3.4.2蚀变玄武安山岩微量元素含量特征

该火山岩中的相溶元素Ni含量9.3ppm,它们不但比荒田组蚀变玄武岩低，也比基性岩、中性岩的丰度值都要低；Co元素含量平均值20.2ppm，间于基性岩和中性岩丰度值之间；而V元素含量平均值223.5ppm，尽管比蚀变玄武岩含量低但却比基性、中性岩的丰度值都要高。在微量元素配分图上Rb、Ba大离子亲石元素呈峰值。整个模式图呈富集型的分配形式，其中Nb、Ta含量较低呈低谷深陷，与蚀变玄武岩含量相近，即显示出同源岩浆的共性，也体现了不相溶元素的低含量。

4　荒田组火山岩形成环境探讨

根据岩石化学成分换算的李特曼组合指数，采用A.Rittmann图解判别，绝大多数样点处于稳定的板内环境（图10），包括蚀变玄武安山岩在内，均为非造山环境中生成；采用久野久的（K2O+Na2O）-SiO2图解，蚀变玄武安山岩在岛弧拉斑玄武岩区；而蚀变玄武岩则处于钾玄岩（岛弧大陆一侧）和高铝玄武岩（岛弧中心的钙碱性系列）界线附近，很明显该岩石的碱、铝含量均不高，即都不合适。如果说这种巨大的反差是常量元素在变质作用过程中发生了物资迁移造成的，那么采用微量元素惰性组分换算之后来投图判别又如何呢？

图10　板内构造环境判别图

蚀变玄武岩中的火山岩在Zr/4-Y-Nb*2图解（图11）中，为正常洋脊玄武岩（拉张背景），玄武安山岩亦同在D区，仍然是正常洋脊环境的产物；在Th-Nb/16-Hf/3的构造判别图解（图12）中，在正常洋中脊玄武岩内及其与岛弧拉斑玄武岩的过度带，即微量元素惰性组分判别也属正常洋脊玄武岩，从LuN/ybN值分析，荒田组火山岩的变化范围在1.49～3.29之间，既不在洋中脊玄武岩（0.35～0.11）范围内，也明显不同于地幔柱洋中脊玄武岩（4.3～6.8）的标准[6]。从微量元素蛛网图呈富集型分配形式，Nb、Ta的亏损显示具有火山弧环境的岩石特征。

图11　盐边群玄武质岩石构造环境判别图

图12　盐边群玄武质岩石构造环境判别图

总而言之有肯定的有否定的，在大地构造成因环境中莫衷一是。从稳定的板内环境到洋脊的扩张环境，和岛弧的挤压闭合环境均有之。同样的一套岩石组合，不同的判别图解、判别方法，则具有极大的差异，有很多不同的产出环境。如果说玄武岩的产出环境过于复杂，而中-酸性钙碱性系列的火山岩却是比较公认的挤压环境产物，那么将荒田组两种火山岩（火山岩岩石组合）联系起来考虑，蚀变玄武岩也应该属于挤压环境。杜利林等（2013）[7]据盐边群碎屑岩的岩相学研究也表明，物源区来源于岛弧或活动大陆边缘；潘桂棠等也明确指出“扬子陆块西部边缘中-新元古代是一个活动边缘”[8]等等观点，经过我们的分析，现在比较倾向于岛弧成因的观点。同时还有以下理由。

从区域上分析，在长达400km[9]的康滇前震旦杂岩中，有大量的元古代中-酸性火山岩和“I型”花岗岩类（同构造期的造山花岗岩）的存在，它们的存在不支持盐边群蚀变玄武岩形成于洋中脊，而更多的佐证其为岛弧环境。加之盐边群，会理群等前震旦变质地体的存在以及明显的近于直交的构造线方向等特征，可见晋宁期攀西地区是处于褶皱造山运动中的大变动时期。据耿元生等（2007）研究变质矿物组合、温压估算表明体系具有碰撞后隆升的特征[10]等，也间接表明扬子（晋宁）造山运动（中国地层表·2012）的存在，而事实上也确实存在着这样一期造山运动。它是区域低温动力变质作用，岩浆作用和褶皱造山作用同步进行的产物。既不是稳定的板内非造山环境，更不是洋脊型拉张背景，也不是古老的接合带岩石，抑或地幔柱的产物[11]，而是前震旦纪龙门山-攀西岛链带上火山弧的组成部分，是闭合边沿的挤压环境产物，是形成古“中国地台”的地球演化历史阶段中的挤压环境产物。

5　结论

综上可见，很多判别图解并不适用于该区火山岩的实际情况。地质现象是丰富的，不同时代、不同地方的岩石演化有它独特的岩相学特征，它们都是地球历史演化的真实记录，都有着它们的来龙去脉。仅仅靠几个数据、几个判别图解就能决定岩浆的形成环境，就能解决复杂的地质问题，也未免把不同地质构造环境产生的岩石组合，不同时代背景下的地球岩石演化搞得太简单、太单纯。它们不是几个模式，几个经典所能涵盖的。书籍文章中的经验总结，只能代表它那个特定环境中的岩石特征，具不具有普遍意义还需要进一步的求证。

参考文献：

[1]四川省地质矿产局.四川区域地质志[M].北京：北京地质出版社，1991.645.

[2]李继亮.川西盐边群伏地槽岩石组合中国地质科学院院报第8号[M].1984,21～36.

[3]李继亮.攀西地区某些寒武系岩石铷—锶年龄[D].贵阳：中国矿物岩石地球化学学会,1982.361～363.

[4]李复汉，等.康滇地质的Anz系[M].重庆：重庆出版社，1998.1～396.

[5]杜利林，等.扬子地区西缘盐边群玄武质岩石地球化学特征及SHRIMR锆石μ-pb年龄[J ].地质学报,2005，Vo1.79,No6，805～813.

[6]李昌年.火成岩微量元素岩石学[M].北京：中国地质大学出版社，1992.

[7]杜利林，等.扬子西缘盐边群时代及构造环境来自碎屑沉积岩的约束[J].岩石学报，2013,29（2）664.

[8]潘桂棠，等.青藏高原及周边地质大地构造格局及演化特征，青藏高原区域地质调查理论与方法[M].北京：中国地质调查局

[9]四川地质矿产局.攀西裂谷地质考察指南[M].成都：成都科技大学出版社，1996.10.

[10]耿元生.天宝山组成时代和形成环境—锆石SHRIMRμ-pb年龄和地球化学证据[M].地质评论，2007,53（4）P556～563.

[11]李献华，李正祥，等.川西新元古代玄武质岩浆岩的锆石U—Pb年代学、元素和Nd同位素研究，岩石成因和地球动力学意义[J].地学前缘，2002,9（4）329～338.

Petrology and Petrogenetic Setting of the Yanbian Group

ZHOU Xiao-bo JÜ Tian-ying
（No.108 Geological Team,BGEEMRSP,Chengdu 611230)

Abstract:The Yanbian Group is a part of folded basement of Sichuan.The present regional geological survey indicates that the Yanbian Group is igneous rock formed by regional low-temperature dynamic metamorphism and magmatism other than ophiolite during the Jinning period when this region lay in the magmatic arc of the Longmenshan-Panxi island chain.

Key words:igneous rock; folded basement; basalt; Yanbian

作者简介：周晓波（1970-）男，四川省仁寿人，工程师，主要从事区域地质矿产调查工作

收稿日期：2015-02-25

DOI：10.3969/j.issn.1006-0995.2016.01.002

中图分类号：P588.1

文献标识码：A

文章编号：1006-0995（2016）01-0007-07