滇东南昆阳群低级-极低级变质作用及构造

廖　昆，智　超

（1. 四川省地质矿产勘查开发局 物探队 成都 610032；2. 甘肃有色金属地质勘查局 张掖矿产勘查院，甘肃 张掖 734012）

基础地质

滇东南昆阳群低级-极低级变质作用及构造

廖昆1，智超2

（1. 四川省地质矿产勘查开发局 物探队 成都 610032；
2. 甘肃有色金属地质勘查局 张掖矿产勘查院，甘肃 张掖 734012）

滇东南建水、石屏地区位于扬子板块西南缘，是昆阳群出露的最南端。昆阳群普遍经历了低级-极低级变质作用，变质作用类型为埋藏变质作用，变质时期为晋宁期。根据伊利石结晶度研究，昆阳群可划分为高级近变质带和浅变质带，分别相当于葡萄石-绿纤石相和绿片岩相。根据伊利石b0值研究，昆阳群变质压力类型为中低压相变质，构造背景为伸展盆地背景，与同期扬子板块西北缘挤压背景不同，表明罗德尼亚（Rodinia）超大陆的汇聚过程在扬子板块西缘表现为“剪刀式”碰撞过程，即扬子板块西缘由北至南是逐渐汇聚到一起的，并不是同时发生的，这也表明了全球格林威尔期造山事件具有不同时性。

罗德尼亚超大陆；昆阳群；低级-极低级变质作用；滇东南

昆阳群是一套浅变质的中元古界火山-沉积岩系，以浅变质的碎屑岩和碳酸盐岩为主夹少量火山岩，主要包括有板岩、千枚岩、变质砂岩、砂岩、石英岩、硅质岩、灰岩、白云岩和凝灰岩等[1-6]。长期以来围绕昆阳群是“正八组”还是“倒八组”存在诸多争议[1-14]。“正八组”将昆阳群自下而上分为下亚群黄草岭组、黑山头组、大龙口组、美党组和上亚群因民组、落雪组、黑山组（滇中地区称鹅头厂组）、青龙山组（滇中地区称绿汁江组）。与之相反，“倒八组”认为因民组-青龙山组为下亚群，黄草岭组-美党组为上亚群。最新的研究则把因民组-青龙山组称为东川群，认为昆阳群只包括黄草岭组-美党组。滇东南建水、石屏地区仅见到黄草岭组-美党组四个组出露。近年来一批高质量的SHRIMP U-Pb测年表明“倒八组”的划分方案更合理[11-14]。根据此方案，研究区出露地层为昆阳群上亚群，沉积时限与格林威尔期相当。该期全球处于罗德尼亚（Rodnia）超大陆汇聚过程中，在全球范围内发生格林威尔期造山事件[14-28]。

图1　昆阳群分布概况（据文献[29]修改）

1 地质背景

昆阳群主要分布于康滇地区（四川境内称为会理群），其出露范围南起红河，北抵金沙江，东边以小江断裂为界，西边以绿汁江断裂为界，南北长约300km、东西宽约40～150km，总面积达上万平方公里，构造位置上属扬子板块西缘[1-14]。研究区位于滇东南建水、石屏地区，是昆阳群出露的最南端，属扬子板块西南缘（图1）[29]。康滇地区是扬子板块前震旦系基底演化的主要地区，最早黄汲清（1945）将其称为“康滇地轴”，早年的研究认为该地区具有双层结构，即底层为太古宙-古元古代深变质的结晶基底，在其上覆盖中-新元古代浅变质的褶皱基底。结晶基底以康定群和大红山群为主，褶皱基底以会理群、昆阳群、东川群、汤丹群、盐边群等为主[1,30-34]。目前对于康定群的年龄产生了争议，早年马杏垣（1980）、袁海华（1986）等获得康定群年龄2 950Ma～2 400Ma，为古元古代[30-31]；近期Sinclair（2001）、Zhou（2002）、Li（2003）、杜利林（2007）、耿元生（2007）等获得康定群年龄主要在850Ma～750Ma间，为新元古代，因此对康滇地区是否存在太古宙-古元古代结晶基底提出了质疑[35-39]。对于中-新元古代的褶皱基底认识则较为一致，组成该基底的会理群、昆阳群、东川群等地层[11-14,40-46]。华仁民（1990）认为“康滇地轴”在距今约2 000Ma～1 900Ma前拉张破裂形成大陆裂谷-拗拉谷环境并将此次裂谷运动及其产物称为昆阳拗拉谷[47]，后来龚琳将其命名为昆阳裂谷[48]，在该裂谷中沉积了昆阳群、东川群、大红山群、河口群等。中-新元古代的全球格林威尔期造山运动，在中国称晋宁运动，使昆阳裂谷最终闭合，结束了康滇地区前震旦系的基底演化，昆阳群、东川群、大红山群等沉积结束[14-28]。

2 样品采集

此次野外共采集样品62块，来自黄草岭组9块，黑山头组13块，大龙口组5块，美党组35块；采样大致垂直地层走向，样间隔0.5～2km。样品岩性主要为板岩类和浅变质的碎屑岩类，可细分为绢云母板岩、绢云千枚状板岩、含绿泥石绢云母板岩、绢云石英粉砂质板岩、硅质板岩、钙质板岩、变质石英砂岩、石英岩和变质粉砂岩。

图2　矿物的X衍射特征

图3　伊利石结晶度地层分布概况

3 测试分析

采集分别进行矿物定量测试、伊利石结晶度测试和伊利石b0值测试三步。用于矿物定量测试的样品送中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室，将样品碎到200目。用于伊利石结晶度和b0值测试的样品第一步碎样至小于2μm粒级而与原生伊利石混在一起，过72目筛（0.216mm），制取5g左右测试样，在碎样过程中要注意避免不同样品的混染，每碎完一个样都要更换干净的纸张，和干净的72目筛；第二步是将第一步获得的样品倒入装有蒸馏水的试管中制成黏土悬浮液，再用超声波振荡约30分钟，然后用离心机进行约5分钟，提取小于2 μm的伊利石，获得的小于2μm粒级的伊利石以黏土矿物为主，也含有少量的石英；第三步制备定向片，将第二步获得的小于2μm粒级的伊利石样品用少量蒸馏水通过吸管滴于干净的薄片上自然晾干。制备定向片主要是为了增强伊利石底面的反射。样品的测试送中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室，用荷兰帕纳科公司生产的X’Pert PRO DY2198X射线衍射仪测试。

3.1矿物定量

用X射线粉晶衍射法进行矿物相分析是基于任何一种结晶物质都具有特定的晶体结构，都有自己特有的衍射图谱（图2），根据衍射图谱便可确定矿物相，并根据其衍射线的强度进行定量分析[49]。目前已有多款软件可以用于X射线粉晶衍射数据的分析，本研究采用的是X’Pert Highscore 2.0。数据分析结果如表1。

表1　样品矿物定量

3.2伊利石结晶度

伊利石结晶度即伊利石矿物的结晶程度，包括伊利石结构的完整性和三维空间的延续性两方面内容。最早由地质学家Kübler（1964）提出用Kübler指数（KI-Kübler Index）也即伊利石的 1nm半高峰宽衡量伊利石的结晶程度，并将其用于极低级变质作用的研究[50]。本文所有样品的伊利石结晶度测试程序与IGCP-294项目伊利石结晶度工作组推荐的伊利石结晶度测试程序（Kisch，1991）一致[51]。伊利石结晶度是采用软件X’Pert Highscore 2.0通过计算伊利石10Å（1nm）峰的半高宽获得。计算结果表明昆阳群伊利石结晶度在0.16~0.34之间。大部分均小于0.25，大于0.25的仅11个约占17%。地层分布情况为黄草岭组共9个样品，获得的结晶度为0.18~0.32，平均0.22；坝心黑山头组共3个样品，获得的伊利石结晶度为0.22~0.3，平均0.27；龙朋黑山头组共10个样品，获得的伊利石结晶度为0.16~0.24，平均0.18且全部小于0.25；大龙口组共5个样品，获得的伊利石结晶度为0.16~0.18，平均0.17；龙朋美党组共12个样品，结晶度为0.2~0.34，平均0.24；曲溪美党组共23个样品，获得的伊利石结晶度为0.18~0.32，平均0.22且大部分都小于0.25，仅少部分大于0.25（5个样）（图3、表2）。

3.3伊利石b0值

在变质作用过程中白云母的b0值具有非常重要的指示意义，常用于变质作用的温压条件分析。最早首先由Sassi et al.（1974）和Guidotti et al.（1976）根据对白云母b0值的研究，把变质压力划分为低压相、中压相和高压相[52,53]。Padan et al.（1982），Yang and Hesse.（1991）和Wang et al.（1996）对伊利石b0值进行了研究，表明伊利石b0值同白云母一样，也可以用作地质压力计[54-56]。伊利石b0值的获取是通过X射线粉晶衍射法测量伊利石的（060）衍射峰获得。在测伊利石d（060）峰时，一定要通过石英d（211）峰的校正。做法是通过计算机读取伊利石的d（060）值，然后将该值乘以6即得到伊利石的b0值。计算昆阳群伊利石b0值在0.8972~0.903 4nm间，平均0.9007nm，＜0.9000nm的11个占17%，0.9000~0.9040nm间51个约83%，而该部分又以接近0.9000nm居多，接近0.9040nm者少，大于0.9040nm的没有（图4、表2）。

表2　伊利石结晶度和b0值

注：1，绢云母板岩；2，含绿泥石绢云母板岩；3、绢云石英粉砂质板岩；4，绢云千枚状板岩；5，变质粉砂岩；6，变质石英砂岩；7，钙质板岩；8，石英岩；9，硅质板岩

4 低级-极低级变质作用

虽然研究区不见浊沸石（沸石相），绿纤石（葡萄石-绿纤石相），黝帘石、硬绿泥石（绿片岩相）等特征变质矿物。但根据李方正等（2003）的研究（图5）[57]，可根据变质岩中常见矿物的稳定范围大致判断变质作用的变质级。研究区昆阳群的矿物定量分析表明其常见矿物有石英、绢云母、绿泥石和长石，故可判断昆阳群变质程度不高于低级变质作用，即属于低级-极低级变质作用范围。对于低级-极低级变质作用可根据伊利石结晶度和伊利石b0值对其变质相、变质温度和压力等做进一步研究。对于低级-极低级变质作用的相关概念，不同学者使用了不同命名，容易造成误解，在这里将相关命名进行总结对照。成岩作用包括低级成岩带和高级成岩带（早期成岩带和晚期成岩带），相当于沸石相。极低级变质作用包括低级近变质带和高级近变质带（极低级变质带A和极低级变质带B），相当于葡萄石-绿纤石相。低级变质作用包括浅变质带相当于绿片岩相（表3）[58-59]。

表3　低级-极低级变质作用相关概念对照表

4.1变质相和变质带

最早由地质学家Kübler（1964）将伊利石的结晶度用于低级-极低级变质作用的研究[50]随后，在此基础上国内外学者相继提出了划分低级-极低级变质作用的不同方案，目前应用最多的是 Frey and Robinson （1999）的划分方案（图6）[58]。根据此方案，伊利石结晶度小于0.25为浅变质带，伊利石结晶度0.25~-0.30为高级近变质带，伊利石结晶度0.30~0.42为低级近变质带，伊利石结晶度0.42~1.0为高级成岩带，伊利石结晶度大于1.0为低级成岩带。

故根据伊利石结晶度，研究区昆阳群可划分为浅变质带和高级近变质带分别相当于绿片岩相和葡萄石-绿纤石相，浅变质带包括昆阳群的大部分，仅黑山头组和美党组部分为高级近变质带（图3）。

图4　伊利石b0值分布概况

4.2 变质温度估计和压力类型

根据 Frey and Robinson （1999）和毕先梅（2004）的方案[58-59]。高级近变质带的变质温度为250℃~350℃，浅变质带变质温度大于350℃，而低级变质作用的温度一般不超过500℃。故研究区昆阳群的变质温度约为250℃~500℃。

图5　变质岩中常见矿物的稳定范围（据文献[57]）

图6　低级-极低级变质作用划分（据文献[58]）

图7　伊利石b0值的频率累计曲线图曲线1为低压型，曲线2为中低压型，曲线3为中高压型，曲线4为高压性

最早由Sassi et al.（1974）和Guidotti et al.（1976）将白云母b0值用于变质压力的研究[52,53]。随后Padan et al.（1982），Yang and Hesse.（1991）和Wang et al.（1996）指出伊利石b0值同白云母一样，也可以用作地质压力计，研究表明b0<0.9000nm时为低压相，0.9000nm0.9040nm时为高压相[54-56]。根据此标准，研究区昆阳群大部分为中压相变质，局部为低压相变质。根据近年来朱明新（2001）、王河锦（2002）和袁晏明（2008）等的最新研究，可用伊利石b0值的频率累计曲线图（图7）判断区域低级-极低级变质作用的变质压力类型[50-62]。在使用这一统计规律（白云母b0压力计）时要注意，该规律只限于变质地质体并且是具有相同地质作用经历的同一变质地体。故在使用该规律时要注意避免不同地质体数据的混合使用，也不能采用非变质地质体的数据。将本文研究区昆阳群62个样品的伊利石b0值投于该图中，得到虚线b，故研究区昆阳群变质压力类型为中低压型。

4.3变质作用类型和变质时期

区域变质作用一般分为造山变质、洋底变质、埋藏变质和混合岩化四种类型。根据前人资料和本次研究情况，研究区昆阳群的变质作用类型主要为埋藏变质作用。主要依据如下：

李志伟等（2001）根据昆阳群地层岩石极低级变质作用的主要特点：碎屑状绿泥石-白云母（绢云母）堆垛集合体发育，且多平行层理定向排列，个别堆垛集合体中发育代表经受平行层理压缩作用的弯曲或膝折现象等，认为昆阳群的变质作用类型为地壳伸展背景下裂谷环境内的埋藏型变质作用[63]。根据Robinson （1987）的研究，伸展构造体制下一般仅出现从沸石相经葡萄石-绿纤石相至低绿片岩相[58]，与研究区昆阳群的变质相特征相符，印证了上述李志伟（2001）的观点，即昆阳群是地壳伸展背景下的埋藏型变质作用。另一方面研究区昆阳群伊利石b0值平均值为0.9007，且分布在0.898~0.901之间者居多，根据燕守勋（2002）研究，伸展盆地的b0值为0.898~0.901[64]，同样也印证了昆阳群是地壳伸展背景下的埋藏型变质作用这一观点。此外，根据研究区昆阳群大地构造背景，为伸展盆地背景而非洋脊增生背景，可排除洋底变质。造山变质岩变质温度和压力均比埋藏变质岩高，其变质温度最高可超过800℃，压力最高可达3.0GPa，另外造山变质岩分布区呈变质相系列和递增变质带演化，如低P/T型，变质相系列为：绿片岩相→角闪岩相→麻粒岩相，递增变质带为：黑云母带→堇青石带→红柱石带→夕线石带[57]。这些特点均与昆阳群分布的变质岩特征不符，故可排除造山变质。混合岩化是变质作用向岩浆作用的过渡类型，研究区昆阳群变质作用显然不属于此类型。综上研究区的变质作用类型应为埋藏变质。

根据段锦荪（1987）、吴懋德等（1990）、沈权（1993）、吕世琨等（2001）等大量研究资料表明昆阳群变质年龄介于1 000Ma~800Ma之间[2,6,65-66]。如黑山头组样品通过Rb-Sr法获得了844Ma、860Ma和812Ma三个变质年龄，通过K-Ar法获得910Ma的变质年龄；大营盘组样品通过K-Ar法获得了844Ma的变质年龄，通过Rb-Sr法获得了966±28Ma的变质年龄，大营盘组层位与我们研究区黄草岭组相当；鹅头厂组样品通过Rb-Sr法获得了861Ma的变质年龄。此外昆阳群的构造演化特征也指向其变质年龄应为900Ma左右，大量的研究资料表明，中元古代末期的晋宁运动是昆阳群经历的最主要的一期构造事件，伴随此次构造事件，昆阳群普遍发生了变质作用[4,15-18,65-67]。而晋宁运动主期为900Ma左右。综上，我们推测研究区昆阳群的变质时期约为900Ma前，大致与晋宁运动时限相当。

5 构造意义

大量研究表明随着罗德尼亚（Rodnia）超大陆的汇聚，各板块拼贴到一起，在全球范围发生格林威尔期造山事件，该期事件在中国表现为晋宁运动[11,14-28]。在这样的大背景下，扬子板块西缘当时也处于汇聚板块边缘，构造背景以挤压为主。主要证据举例如下：①张传恒（2007）通过黑山头组富良棚段凝灰岩的岩石学特征指出在中元古代末期昆阳群所处的构造背景为汇聚板块边缘，与全球格林威尔期造山过程密切相关，是对罗德尼亚超大陆汇聚事件的响应[11]。②陆怀鹏等（1999）通过对沙坝麻粒岩原岩特征及变质作用研究认为川西它的原岩化学成分类似于大陆岛弧钙碱性玄武岩，形成于造山带挤压环境，表明在1 000Ma~800Ma扬子陆块西缘发生过板内俯冲作用[23]。

徐备（2001）、凌文黎（2000）、郭进京（1999）等在研究罗德尼亚超大陆的汇聚时，认为格林威尔造山事件主期为1 300Ma~1 000Ma[15-17]，Li（2002,2008）认为该期时限为1 000Ma~850Ma[24-25]。而研究区昆阳群变质时期约为900Ma前的晋宁期，表明其与格林威尔期造山运动同期。

根据燕守勋（2002）的研究，伊利石b0值对构造背景有一定的指示作用，洋脊增生背景的b0值为0.902~0.906 nm，伸展盆地的b0值为0.898~0.901 nm，阿尔卑斯碰撞背景的b0值为0.900~0.903 nm[64]。研究区昆阳群的b0值平均值为0.9007，且大部分在0.898~0.901之间，表明研究区当时处于伸展盆地背景下。而前人研究资料多表明，该时期扬子板块西缘处于罗德尼亚（Rodnia）超大陆汇聚板块边缘，构造背景以挤压为主[11,20,22-23]。虽然本文研究获得了与前人不同的构造背景，但这与前人研究结果并不矛盾。经分析发现，前人认为格林威尔期扬子板块西缘处于汇聚板块边缘的挤压环境下，大多是在康滇地区的北部区域研究获得的[11,20,22-23]，而本文研究区位于康滇地区的最南边。这说明格林威尔期造山过程并不是同时的，在扬子板块西缘板块的汇聚表现为“剪刀式”碰撞，即扬子板块西缘北段先汇聚到一起，然后往南再逐渐汇聚到一起。这与姜勇彪在2006年的研究结果取得了相同认识，姜勇彪在研究格林威尔期变形构造在川滇地区的分布特征时，发现其具有不均匀性。在攀枝花及其周边地区也就是康滇地区的北部区域，格林威尔期构造变形较为强烈，而往南进入滇中地区该期构造变形则相对较弱。他认为形成这一现象的最大可能是在格林威尔期，它们所处的大地构造背景不同[19]。本文研究结果证明了这一观点，并且进一步指出格林威尔期扬子板块西缘北段处于汇聚板块边缘的挤压环境，而同期扬子板块西缘南段则处于伸展盆地背景。

6 结论

1）滇东南建水、石屏地区昆阳群普遍发生低级-极低级变质作用，可划分出浅变质带和高级近变质带两个变质带，分别相当于绿片岩相和葡萄石-绿纤石相。

2）昆阳群变质温度为250℃~500℃，变质压力类型为中低压相变质。

3）昆阳群格林威尔期所处构造背景为伸展盆地背景。罗德尼亚（Rodnia）超大陆的汇聚在扬子板块西缘表现为“剪刀式”碰撞，即扬子板块西缘由北至南是逐渐碰撞汇聚到一起的，而不是同时碰撞，同时也说明格林威尔期造山运动具有不同时性。

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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

中国地质调查局：云南1∶5万龙朋、曲溪等6幅区域地质矿产调查（项目编号：1212011220400）

廖昆（1988-），男，四川仁寿人，助理工程师，硕士研究生，主要从事岩石矿物和构造地质学研究