滇东北乌蒙山地区峨眉地幔柱活动与火山-沉积盆地的响应关系

张宏辉,吴 亮，李 鸿,余杨忠,袁永盛,张沥元,李仕忠，赵见波,潘江涛,詹华思,石海涛,陈贵仁

(1.中国地质调查局 昆明自然资源综合调查中心，云南 昆明 650100；2.中国地质调查局 地球物理调查中心，河北 廊坊 065000；3.中国地质调查局 海口海洋地质调查中心，海南 海口 571127；4.中国地质调查局 乌鲁木齐自然资源综合调查中心，新疆 乌鲁木齐 830000)

0 引 言

中晚二叠世形成于扬子板块西缘的峨眉山大火成岩省是中国最早被国际地学界承认的大火成岩省[1-2]，其分布于中国西南部的川滇黔桂四省，呈菱形展布在南北向约1 000 km、东西向约900 km的范围内，出露面积约为2.5×105km2，通常将龙门山逆冲断裂和哀牢山—红河走滑断裂分别当作峨眉山大火成岩省的西北边界和西南边界[3-4]。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，但峨眉地幔柱理论已经受到广大学者们的认可[5-10]。经典的地幔柱理论认为大量玄武岩喷发前地壳将会有大幅度的穹状抬升，地壳抬升的高度为500～2 500 m，隆升的开始发生在大规模岩浆作用之前的10～20 Ma[11]。何斌等对峨眉山玄武岩之下茅口组的沉积厚度、生物地层及剥蚀情况等进行研究，发现峨眉地幔柱活动造成的地壳抬升大于1 000 m，并根据茅口组剥蚀情况将峨眉山大火成岩省分为内带、中带及外带[3,8,12]。吴鹏等认为峨眉山玄武岩喷发前地壳确有抬升，但地壳隆升高度远远小于何斌等人估计的公里级别，且在峨眉山玄武岩喷发之前和期间海相及陆相沉积环境共存[13]；而Ukstins和Bryan[14]、Ukstins等[15]则认为茅口组灰岩直至峨眉山大规模火山作用之前的沉积都是连续的，茅口组顶部少量古喀斯特地貌的形成与早期火山作用近乎同期，由此认为茅口组与峨眉山玄武岩是连续沉积或者存在断层接触关系。可见在峨眉山玄武岩喷发之前地壳的隆升及茅口组顶部的灰岩剥蚀方面还有争议。峨眉山大火成岩省岩浆作用的持续时间也一直存在较大争议，20年来测得大量的同位素数据主要集中在263～251 Ma之间[4]，其远远大于大火成岩省形成的时限(3 Ma之内)[16-17]。近年来，精确的放射性同位素年龄数据表明，岩浆活动的主要阶段发生在263～260 Ma之间[18-19]。Zheng等对峨眉山大火成岩省进行了磁性地层学研究，磁极性序列结果表明峨眉山玄武岩的喷发发生在一个非常短的时间内，可能小于1 Ma[20]，而峨眉地幔柱活动的持续时间可能延续到256 Ma左右[18]。

前人对峨眉山玄武岩喷发间断形成的沉积夹层的研究较少，早在20世纪70年代的20万丽江幅、昭通幅、西昌幅等地质调查中便已经注意到这些沉积夹层的存在[21-23]。李宏志等在贵州盘县地区的峨眉山玄武岩中发现2～3个煤层夹层[24]，黄诚等利用沉积夹层将滇东倘甸一带的峨眉山玄武岩划分为2个亚旋回[25]，这些沉积夹层表明峨眉山玄武岩在喷发形成过程中经历了多个较长的喷发间断期。

位于云贵川三省交界处的乌蒙山地区，峨眉山玄武岩分布广泛，其中发育多层沉积夹层，小江断裂带的分支莲峰断裂穿越该区，为了调查峨眉地幔柱与该区火山-沉积盆地的响应关系，笔者对该区进行详细的地质填图工作，同时对该区域的峨眉山玄武岩、峨眉山玄武岩中的沉积夹层以及峨眉山玄武岩的上下地层进行岩石学、同位素年代学、古生物学的分析研究，以期为峨眉地幔柱活动在该区的火山-沉积盆地的响应关系进行探讨。

1 区域地质背景

研究区位于扬子板块西缘的滇东北乌蒙山一带，区内出露地层为震旦系—侏罗系，未见中元古代—晚元古代早期褶皱基底(图1)。晚元古代—古生代主要为陆表浅海相，间有部分陆缘海陆交互相或海相碳酸盐岩；中晚二叠世发生了大规模玄武岩浆喷发；中生代为陆内盆地发展阶段，为海陆过渡相碎屑岩-浅海碳酸盐岩-海陆交替相含煤碎屑岩；晚三叠世以后多为陆相碎屑沉积。研究区构造格局为“侏罗山式”褶皱-冲断的“薄皮”构造格局，总体构造线以北东向、北北东向为主。褶皱主要由北东向、北北东、南北向的紧闭-宽缓背向斜相间组成“侏罗山式”褶皱，断层主要为褶皱冲断引起的浅表层次北东向、北东东向薄皮推覆逆断层，回返正断层及南北向、北北西向走滑断层，其中的莲峰断裂呈北东—南西向穿越研究区，是区内最大的断层(图2)。

峨眉山玄武岩是赵亚曾先生1929年命名的，指出露于峨眉山一带的晚二叠世早期的玄武岩，后人相继用于大面积分布在云贵川三省的晚二叠世的玄武岩，即如今的峨眉山大火成岩省的主要组成部分。研究区峨眉山玄武岩主要出露于小江断裂以东。在以差异剥蚀带等分线为划分标志的峨眉山玄武岩分带中，研究区位于峨眉山大火成岩省的中带[3]。峨眉山玄武岩广泛分布于研究区，是分布最广也是最厚的地层，分布面积约为研究区的32%。区域上,峨眉山玄武岩平行不整合于中二叠统茅口组之上，与上覆宣威组为平行不整合接触。

2 峨眉山玄武岩的地质特征

2.1 岩性组合特征

峨眉山玄武岩在二叠纪很短时间内便形成[1]，其应属于一个大的喷发旋回[26]。本次研究发现研究区的峨眉山玄武岩中广泛稳定分布4层沉积夹层，沉积夹层的岩性为凝灰岩、(含)凝灰质泥岩、泥岩、砾岩及煤层等，代表峨眉山玄武岩在研究区经历了4次较长时间的喷发间断，根据岩性组合及沉积夹层将研究区峨眉山玄武岩划分为4个亚旋回，对应峨眉山玄武岩的4个段。每个旋回以沉积夹层开始，后期为大量的溢流相玄武岩。

在各亚旋回中的溢流相玄武岩以喷发层为单位划分，一个完整的熔岩喷发层其构造从底往顶规律性变化，往往底层为含杏仁-少杏仁状玄武岩，杏仁含量为1%～8%，大小为0.4～2 mm，大多数小于1 mm，厚度0.5～20 m不等；中部为致密状(无杏仁状)玄武岩，偶含少量杏仁体，以致密状构造为主，抗风化能力强，厚3～50 m不等；上部为杏仁状-多杏仁状玄武岩，杏仁含量15%～60%，大小为0.8 mm×1 mm～4 mm×6 mm，且喷发层上部的杏仁状玄武岩自下向上杏仁体的含量及杏仁体的粒径都总体上逐渐增大。杏仁状玄武岩厚0.5～25 m不等，抗风化能力最弱，风化后呈紫红色。喷发层的划分与前人对峨眉山玄武岩一个完整的冷却单元“红顶绿底”的概念相近[27]，以喷发层为基础，可较为简单、快捷、科学地划分峨眉山玄武岩。

研究区可发现喷发层类型从(多、少或含)斜斑玄武岩向无(少)斑玄武岩过渡的周期性变化，据此可作为划分韵律的依据，其原因可能是在岩浆房中，斜长石先结晶，其比重较小，富集于岩浆房上部，岩浆房上部岩浆先喷发，所以形成斜长石斑晶在下部喷发层较多、上部喷发层较少或无的韵律性变化。此外，研究区玄武岩喷发类型的不同也可作为韵律划分的依据，比如4个亚旋回底部各自可见沉积夹层或煤层等，不同于其他的溢流喷发方式。这种以斜长石斑晶周期变化来划分韵律的方式在峨眉山玄武岩三段和四段这两段几乎以溢流相无斑玄武岩为主的岩层中无法发挥作用，这两段的韵律划分还需从基本的喷发层入手，它们的喷发层较厚，可以单个喷发层为一个韵律来划分。

据此，可将研究区的峨眉山玄武岩划分如下：第一亚旋回厚15～244 m，平均厚68 m，分为1～7个韵律、1～16个喷发层；第二亚旋回厚57～479 m，平均厚288 m，分5～12个韵律、15～40个喷发层；第三亚旋回厚53～324 m，平均厚92 m，2～13个喷发层(韵律)；第四亚旋回厚15～88 m，平均厚52 m，2～7个喷发层(韵律)。

总体上看，峨眉山玄武岩第二亚旋回厚度最大，喷发量最大，代表火山活动最强烈，部分剖面的厚度达整个峨眉山玄武岩的80%，第三亚旋回次之，第一及第四亚旋回厚度最薄。从岩石矿物学来看，第一亚旋回中含斜长石斑晶最多也最大，含量可达40%(图3(g))，第二亚旋回次之，第三及第四亚旋回几乎不含斜长石斑晶。而镜下观察到第一及第二亚旋回中几乎不含橄榄石，第三及第四亚旋回中的橄榄石逐渐增加，第四亚旋回中含量最大，可见峨眉山玄武岩在岩浆房中经历较长时间的矿物结晶分离，斜长石等较轻的矿物上浮，橄榄石等较重的矿物下沉，在喷发过程中含有斜长石的玄武岩先喷发，而含有重矿物的玄武岩后喷发。

2.2 峨眉山玄武岩及栖霞组—茅口组的横向对比

本次工作对研究区的峨眉山玄武岩及其下伏的栖霞组、茅口组进行了详细调查，对14个峨眉山玄武岩剖面及9个栖霞组—茅口组的剖面进行了详细对比(图4)。由于在实际调查过程中发现研究区的栖霞组与茅口组岩性近似，难以区分，考虑剖面测制人对2个组的理解可能存在较大偏差，本文对2个组进行合并讨论。

从剖面对比可以看出，峨眉山玄武岩在研究区西侧的日库脚一带达到最大厚度，为1 307 m，向东厚度呈递减趋势，在柿子坝一带厚度最小，约为131 m，厚度差为1 176 m。

栖霞组—茅口组的厚度与峨眉山玄武岩的厚度相反，在研究区西侧厚度最小，为207 m，在研究区东侧达到最大厚度，为719 m，厚度差为512 m。西侧茅口组中可见较多的燧石结核(条带)及泥质条带，推测研究区在茅口组沉积时西侧水深略小于东侧。

2.3 沉积夹层的特征

峨眉山玄武岩第一亚旋回平行不整合于茅口组之上，底部为沉积夹层，厚0.5～3 m；沉积夹层的主要岩性为凝灰岩、角砾凝灰岩、煤层及灰岩等。从测制的15个剖面及路线地质调查来看，研究区西侧及东侧部分沉积夹层之下发育一层厚2～8 cm的古土壤，可见这些区域在峨眉山玄武岩喷发之前已经露出地表。沉积夹层在研究区西侧以凝灰岩为主(图3(a))，向东逐渐出现煤层，在最东侧的煤层之上可见一层厚约20 cm的灰岩，可见当时的地势为西高东低。比较特殊的是，在研究区中部彝良县寨上—昭阳冷家坪一带的凝灰岩中发现，茅口组顶部的灰岩中凝灰岩与最底部的玄武岩之间还有约12 m厚的灰岩，可见峨眉山玄武岩喷发时该地区仍为碳酸盐台地相，凝灰岩的喷发沉积与玄武岩的喷发溢流相隔了一段时间；且该地区的峨眉山玄武岩第一亚旋回中还可见2层的灰岩夹层，灰岩与玄武岩呈交插的沉积接触关系(图3(b))，证明在寨上—冷家坪一带峨眉山玄武岩第一亚旋回与茅口组顶部的灰岩是同时形成的，该区域茅口组最上一层灰岩为灰岩。

第二亚旋回底部的沉积夹层以凝灰岩、含凝灰质的泥岩为主(图3(c))，厚0.4～8 m。在研究区中部可见细砂岩，厚约0.4 m；在李家沟一带的沉积夹层厚约8 m，岩性为紫红色泥岩；最东侧的鱼井一带发现厚约1 m的煤层。

第三亚旋回底部的沉积夹层以凝灰岩、含凝灰质的泥岩为主，厚0.4～35 m。在研究区西侧的下牛场一带可见砾岩层，厚约0.4 m；在研究区墨翰镇向阳坪一带可见厚度大于50 m的白色凝灰岩层，因地势平缓、岩层产状趋于水平，其分布范围大，约为2 km2，在卫星图上清晰可见(图3(h))；从研究区中部往东均有煤层发现(图3(d))。

第四亚旋回底部的沉积夹层以凝灰岩、泥岩、含砾砂岩、砾岩、含凝灰质的泥岩为主。在研究区西侧的冯家厂一带发现了4个沉积夹层中最大的砾岩夹层，厚约5 m，砾岩中发育交错层理、斜层理，为山麓河流相沉积(图3(e))。在冯家厂东侧约5 km的虹口一带的沉积夹层之上的玄武岩中发现了小型的枕状玄武岩，厚约3 m，枕状玄武岩呈椭球状，大小为8 cm×10 cm～15 cm×20 cm，其表面可见厚0.5～2 mm的黑色龟裂纹状的冷凝边(图3(f))；该套枕状玄武岩较一般意义上的枕状玄武岩在大小及规模上要小得多。枕状玄武岩之上为致密块状及杏仁状玄武岩，说明该地区在玄武岩喷发时为河湖相环境，随着玄武质岩浆的溢流沉积环境由河湖相转变成了陆相。在研究区中部出现煤层，往东煤层逐渐增多。

总的来看，沉积夹层由西往东厚度逐渐变薄，岩石粒度逐渐变小，煤层逐渐增加，可见在峨眉山玄武岩形成时地势应为西高东低。

另外，笔者还发现研究区峨眉山玄武岩沉积夹层之下的玄武岩较其他层位的玄武岩风化程度更强烈，该层玄武岩经历的风化及暴露的时间远大于其他层位的玄武岩，加之沉积夹层的形成，表明研究区的峨眉山玄武岩经历了4次较大规模的喷发间断。沉积夹层中含有大量的凝灰质成分，说明峨眉山玄武岩每一个亚旋回的开始为爆发相的凝灰岩，后期为大规模的溢流相玄武岩。

3 样品处理及分析方法

为了获得峨眉山地幔柱活动的时限，对研究区的峨眉山玄武岩的玄武质岩石(PM002-73-1RZ和PM026-11-1RZ)及亚旋回底部的凝灰岩(PM034-2-1RZ和PM034-4-1RZ)进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄的测定。

测年样品的粉碎及锆石挑选、制靶、阴极发光(CL)图像制备及LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测年在中国冶金地质总局山东局测试中心进行，其方法是采用人工重砂法从岩石样品中分选出锆石，挑选晶形完好、有代表性的颗粒用环氧树脂固定并抛光使颗粒露出核部。然后进行透射光和反射光照相，并进行阴极发光照相，锆石阴极发光图片照像所使用仪器为JXA-8100电子探针仪。

LA-ICP-MS激光剥蚀系统为美国Conherent公司生产的GeoLasPro 193 nm ArF 准分子系统，ICP-MS型号为ThermoFisher公司生产的iCAPQ。激光剥蚀采样过程以氦气作为载气，氮气为辅助气。未知样品测试时采样方式为单点剥蚀、跳峰采集。单点采集时间模式为：20 s气体空白+50 s样品剥蚀+20 s冲洗；每5～10个未知样品点插入一组标样(锆石标样91500/PL和成分标样NIST610)。同位素比值采用标准锆石91500(同位素稀释-热电离质谱法(ID-TIMS)定年结果207Pb/235U=1 063.35 Ma，206Pb/238U=1 062.45 Ma)进行校正，标准锆石Plešovice为监控样(Plešovice 推荐参考年龄为(337.13±0.37)Ma(ID-TIMS, 95%))[28]，成分标样为NIST SRM610，其中Zr作为内标元素。样品的同位素比值及元素含量计算采用ICPMSDATACAL数据处理程序，U-Pb谐和图、年龄分布频率图绘制和年龄权重平均计算采用Isoplot 4.15(Ludwig，2003)程序完成[29]。

4 结果分析

在透射光下样品中的锆石颗粒均有以下特征：大部分锆石颗粒无色透明，部分呈黄褐色或浅玫瑰色，颗粒大小不均一，玄武岩锆石(PM002-73-1RZ及PM026-11-1RZ)次圆状、圆状居多，长度30～150 μm，部分锆石环带清晰，部分环带不明显，内部发育包裹体、裂隙；凝灰岩锆石(PM034-2-1RZ及PM034-4-1RZ)长度为50～200 μm，总体上较玄武岩锆石更大，多为自形棱角状，锆石较完整，环带发育较差，部分锆石环带不明显，具基性岩锆石特征(图5)[30]。样品的LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果如图6和表1所示。

表1 乌蒙山地区峨眉山玄武岩锆石U-Pb同位素定年数据

4.1 锆石U-Pb年龄

从锆石U-Pb测年结果可以看出，两个玄武岩样品的年龄时间跨度巨大，PM002-73-1RZ的73个有效数据的年龄范围为(257±4)～(3 252±40)Ma，PM026-11-1RZ的61个有效数据的年龄范围为(257±5)～(2 509±36)Ma。由于两个玄武岩样品是基于对峨眉山玄武岩的系统采样，而系统采样更具有普适性，所以将两个样品合并讨论。两个玄武岩样品的锆石年龄频谱图如图6(a)所示，从图中可以看出其具有～260 Ma、～273 Ma、～450 Ma、800～1 000 Ma、1 800～2 100 Ma、～2 550 Ma共7个峰值。

两个凝灰岩样品采集于峨眉山玄武岩的第一亚旋回底部及第二亚旋回底部，2个亚旋回的锆石U-Pb年龄加权平均年龄为(261.9±2.0)Ma和(261.8±3.7)Ma，此外还获得第三亚旋回和第四亚旋回的锆石U-Pb年龄加权平均年龄为(261.6±1.9)Ma和(261.5±2.1)Ma(张宏辉等，待刊)(图6(c)—(f))，可见研究区峨眉山玄武岩的形成时间应为261.9～261.5 Ma，时长约为0.4 Ma。

4.2 乌蒙山地区峨眉地幔柱活动时限讨论

虽然研究区的峨眉山玄武岩在261.9～261.5 Ma的短时间内便形成，但这不可能是整个峨眉地幔柱活动的时限，因为在峨眉地幔热柱活动发生、发展的整个演化历程中，峨眉山玄武岩浆喷发溢流仅是峨眉地幔热柱基性岩浆活动喷出地表的表现形式之一，地幔柱的活动是一个漫长而又复杂的过程[31-32]。

Campbell和Griffiths 1990年认为当地幔柱上升到大陆岩石圈下部时，它将引起上覆地幔和地壳的隆升，隆升的开始发生在大规模岩浆作用之前的10～20 Ma[11]。从研究区峨眉山玄武岩的玄武质锆石年龄的频谱图(图6(a))中可以看出，在261 Ma之前有～273 Ma、～450 Ma、800～1 000 Ma、1 800～2 100 Ma、～2 550 Ma 6个峰值，调查区及周边并无～273 Ma岩浆活动的记录，～273 Ma的6个锆石的加权平均年龄为(273.1±3.4)Ma(图6(b))，可能代表峨眉山玄武岩岩浆房形成的年龄，即峨眉地幔柱活动开始引起上覆地幔和地壳隆升的时间。

地幔柱构造的一个重要特征是玄武岩喷发前地壳的大幅穹状抬升，数值和物理模拟结果表明其地壳抬升的高度为500～2 500 m[33]，其越靠近地幔柱中心抬升应越大，栖霞组—茅口组地层厚度就越小，而玄武岩的厚度越大；反之远离地幔柱中心，栖霞组—茅口组地层厚度越大，而玄武岩厚度越小。

273.1 Ma对应的时间为栖霞期[34]，自273.1 Ma至262 Ma，栖霞组与茅口组厚度在空间上的变化能反映出峨眉地幔柱在研究区的响应。研究区栖霞组—茅口组厚度由西到东厚度逐渐增加，厚度差达512 m，当然这可能是剥蚀作用导致的；但从野外调查的情况看，各个剖面的茅口组顶部都为灰岩，厚度为3～5 m，该层灰岩分布广泛，是茅口组顶部的标志层，其中在研究区中部的寨上一带的剖面中，峨眉山玄武岩一段的玄武岩与茅口组顶部的灰岩呈相互穿插的沉积关系，茅口组最上一层灰岩也为灰岩，可见研究区的峨眉山玄武岩与茅口组基本上为连续沉积。虽然在研究区的东西两侧存在沉积间断而形成了一些古土壤，但并不存在茅口组顶部灰岩的剥蚀或者说剥蚀很小可以忽略不计，所以峨眉地幔柱的隆升并未导致研究区茅口组的差异剥蚀，而栖霞组—茅口组厚度差异应是地幔柱缓慢隆升导致的，其厚度差512 m极有可能是地幔柱在研究区导致地壳上升的厚度，形成栖霞组—茅口组的厚度差异的时间为自273.1 Ma至262 Ma，时长大约为11 Ma，同时如此长时间与栖霞组—茅口组灰岩的形成环境是相对应的，因为灰岩形成时其海水深度一般不超过200 m[35]，东西两侧大于500 m的厚度差不是一蹴而就的，而是长时间缓慢沉积的结果。该时长也能与Campbell和Griffiths[11]的地幔柱模型对应。

据李宏博等人的推测，峨眉地幔柱的核部可能位于大理宾川一带，那里的玄武岩厚度可达5 000 m以上[8]。研究区东西两侧相距约110 km，西侧更靠近峨眉地幔柱核部，地幔柱活动强烈，导致的地壳隆升幅度大，栖霞组—茅口组在这一侧厚度最小，而峨眉山玄武岩在西侧日库脚一带达最大值，为1 307 m，其中第一亚旋回中火山集块岩的厚度在该剖面上测到了516.2 m的最大值，笔者查阅了研究区周边的区域地质资料。该值是乌蒙山地区的最大值，日库脚可能是峨眉山地幔柱在乌蒙山地区的一个火山活动中心。笔者推测日库脚一带的断裂是一条超壳断裂，应为小江断裂带的一个分支，超壳断裂的存在导致峨眉地幔柱活动在该区域表现较为强烈，其致使地壳隆升而导致栖霞组—茅口组的厚度在该区为最小值；且超壳断裂也为玄武岩岩浆的上升提供了通道，在该区形成了最厚的峨眉山玄武岩。

同时，潘江涛等对研究区峨眉山玄武岩之上的宣威组做了详细研究，宣威组中的凝灰岩锆石U-Pb同位素及锆石Hf同位素研究表明其下部凝灰岩源于峨眉山玄武岩的末期喷发，而上部的凝灰岩则不再源于峨眉地幔柱活动，研究区峨眉地幔柱活动至少持续到(258.86±0.71)Ma[36]。

5 峨眉地幔柱活动与火山—沉积盆地之间的响应关系

通过详细划分峨眉山玄武岩及大量的剖面对比研究，在同位素年代学数据基础上，将研究区内的峨眉地幔柱活动与沉积盆地之间的响应关系划分为3个阶段：(1)地幔柱隆升阶段，(2)玄武岩幕式喷发阶段，(3)地幔柱消亡阶段，其中玄武岩幕式喷发阶段又可划分为峨眉山玄武岩第一、第二、第三及第四亚旋回喷发阶段。

5.1 地幔柱隆升阶段

该阶段时限为273.1～262 Ma，由于峨眉地幔柱隆升速率很小，致使研究区并未长时间暴露于地表遭受风化剥蚀，其间乌蒙山地区为开阔台地相沉积；西侧茅口组中可见较多的燧石结核(条带)及泥质条带，水深略小于东侧。

约262 Ma时，从研究区的茅口组与峨眉山玄武岩的接触关系可以看出，西侧与东侧已经露出地表形成了古土壤，而中部的寨上—冷家坪一带仍为碳酸盐台地，未露出地表，形成了玄武岩与灰岩相互交插的沉积构造，可见此时地势为东西高、中部低；之后东侧的地势有短暂的下降，风化壳之上形成了少量的(劣质)煤层，为滨岸沼泽相(图7(a))。

5.2 玄武岩幕式喷发阶段

此阶段的时限为(261.9±2.0)～(261.5±2.1)Ma，又可细分为峨眉山玄武岩第一、第二、第三及第四亚旋回喷发阶段。

5.2.1 峨眉山玄武岩第一亚旋回

此阶段的时限为(261.9±2.0)Ma。此时研究区东西两侧露出地表，而中部的冷家坪—寨上一带仍在海平面以下，为碳酸盐台地相，形成了玄武岩与灰岩相互交插的沉积关系；峨眉山玄武岩第一亚旋回中可见大量的斜长石斑晶，部分区域中的玄武岩裹挟着大量的灰岩集块(图7(b))。

5.2.2 峨眉山玄武岩喷发第二亚旋回

此阶段的时限为(261.8±3.7)Ma。峨眉山玄武岩第一亚旋回形成后，在短暂的喷发间隙之后，由于地表沉积致使地势趋于平缓，研究区峨眉山玄武岩二段底部的凝灰岩层(沉积夹层)主要为凝灰岩，在研究区中部可见细砂岩，除东侧鱼井一带为滨岸沼泽相(可见煤层)以外，其余地区全为陆相沉积，总体来看峨眉山玄武岩第二亚旋回喷发之前的地势为西边略高、东边略低。峨眉山玄武岩第二亚旋回是4个亚旋回中喷发出岩浆最多的一个亚旋回，所测得的厚度为4个亚旋回中最大，部分地区的厚度为峨眉山玄武岩厚度的80%以上，表明峨眉地幔柱活动在此阶段最强烈，其喷发时间0.2 Ma也可能为四个亚旋回的最长时间(图7(c))。

5.2.3 峨眉山玄武岩喷发第三亚旋回

此阶段的时限为(261.6±1.9)Ma。峨眉山玄武岩第二亚旋回形成后，在短暂的喷发间隙之后，由于地表沉积致使地势趋于平缓，从研究区峨眉山玄武岩三段底部的凝灰岩层(沉积夹层)来看，地势仍为西边略高东边略低。在西侧莲峰下牛场附近可见砾岩层，从莲峰镇水库至高桥乡向阳坪一带可见连续的灰白色-紫红色(含凝灰质)泥岩沉积，厚度可达50 m以上。其中在洗羊塘附近可见厚度巨大的灰白色凝灰岩，由于地势平缓及地层产状近于水平无法观测到其厚度，但可观察到分布范围较广，在卫星图上显示分布范围巨大。推测在峨眉山玄武岩三段喷发前从莲峰镇水库至高桥乡向阳坪一带可能为一个淡水湖泊，而下牛场附近为河流山麓。

向阳坪以东，在寿山镇益珠村一带开始出现(劣质)煤层，从益珠村至东侧鱼井一带(劣质)煤层与(凝灰质)泥岩都有出露，推测这些煤层应为陆地湖泊沼泽相沉积，而不是滨岸沼泽相。除在西侧下牛场附近的玄武岩中可见少量的斜长石斑晶外，第三段中的玄武岩未见斜长石斑晶，表明形成第三段的源岩浆在岩浆房中处于中下部，无斜长石结晶。总的来看，峨眉山玄武岩第三段的厚度仍是西厚东薄(图7(d))。

5.2.4 峨眉山玄武岩喷发第四亚旋回

此阶段的时限为(261.5±2.1)Ma。从其底部的沉积夹层来看，地势仍为西边略高东边略低。在西侧莲峰镇冯家厂附近发现了研究区最厚的砾岩层(含砾长石砂岩层)，厚约5 m，发育交错层理，见河流二元沉积，为较典型的河流相沉积。总体来看，峨眉山玄武岩四段底部沉积夹层要比其他三个段的沉积夹层厚，可能是喷发间断的时间较其他三个亚旋回更长而导致，且在调查区西侧莲峰镇干杉树附近便已出现(劣质)煤层。峨眉山玄武岩第四亚旋回是4个亚旋回中厚度最小的，喷发强度最小，其源岩浆为岩浆房下部的岩浆。由于堆晶作用的原因，其镁铁质含量大于前三个段，镜下观察可见大量橄榄石，从岩浆分异作用的角度来看，从峨眉山玄武岩第一亚旋回至第四亚旋回，其镁铁质含量逐渐增加，这与前人观测是一致的(图7(e))[37]。

5.3 地幔柱消亡阶段

峨眉山地幔柱消亡阶段的时限为261.50～258.86 Ma。对研究区内宣威组的地层厚度统计表明，除个别剖面外，其在研究区横向上并无厚度上的较大差异(与峨眉山玄武岩及栖霞组—茅口组的厚度相比)，究其原因，可能是在峨眉山玄武岩在喷发的同时，由于岩浆的溢流而发生的地表沉降及岩浆向低处流动的作用导致研究区在宣威组形成之初处于较为平缓的古地理格局，宣威组在形成时其厚度便无较大变化；此后,由于宣威组上部的凝灰质不再源于峨眉地幔作用，即标志着地幔柱活动在研究区的消亡(图7(f))。

6 结 论

滇东北乌蒙山地区的峨眉山玄武岩主喷发期经历了4次大规模的喷发，分别对应4个亚旋回，每一亚旋回以沉积夹层开始，沉积夹层的岩性以凝灰岩为主，可见砾岩、泥岩及煤层等，后期为大量的溢流相玄武岩。4个亚旋回喷发时限分别为(261.9±2.0)Ma、(261.8±3.7)Ma、(261.6±1.9)Ma、(261.5±2.1)Ma，主喷发期的喷发时限约为0.4 Ma，至(258.86±0.71)Ma喷发结束。

峨眉山玄武岩在研究区西侧达到最大厚度，可达1 307 m，峨眉山玄武岩向东厚度呈递减趋势，东侧厚度为131 m，厚度差为1 176 m；其下伏的栖霞组—茅口组在研究区西侧的厚度为207 m，在东侧的厚度为719 m，厚度差为512 m，推测栖霞组—茅口组厚度差异是地幔柱隆升导致的；该过程历时约11 Ma，是缓慢进行的，并未造成茅口组顶部灰岩的大量剥蚀。

在同位素年代学数据基础上，依据栖霞组—茅口组厚度差异、峨眉山玄武岩各亚旋回横向和纵向变化特征及各亚旋回沉积夹层的岩性岩相特征，将峨眉地幔柱在乌蒙山地区的火山-沉积盆地演化关系划分为地幔柱隆升阶段、玄武岩幕式喷发阶段和地幔柱消亡阶段。

致谢：感谢东华理工大学地球科学学院谢财富教授、成都理工大学地球科学学院朱利东教授的悉心指导与帮助，感谢审稿专家的宝贵意见，感谢参加野外工作及取样工作的同志！