廖　昆，智　超

（1. 四川省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局 物探隊(duì) 成都 610032；2. 甘肅有色金屬地質(zhì)勘查局 張掖礦產(chǎn)勘查院，甘肅 張掖 734012）

基礎(chǔ)地質(zhì)

滇東南昆陽群低級(jí)-極低級(jí)變質(zhì)作用及構(gòu)造

廖昆1，智超2

（1. 四川省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局 物探隊(duì) 成都 610032；
2. 甘肅有色金屬地質(zhì)勘查局 張掖礦產(chǎn)勘查院，甘肅 張掖 734012）

滇東南建水、石屏地區(qū)位于揚(yáng)子板塊西南緣，是昆陽群出露的最南端。昆陽群普遍經(jīng)歷了低級(jí)-極低級(jí)變質(zhì)作用，變質(zhì)作用類型為埋藏變質(zhì)作用，變質(zhì)時(shí)期為晉寧期。根據(jù)伊利石結(jié)晶度研究，昆陽群可劃分為高級(jí)近變質(zhì)帶和淺變質(zhì)帶，分別相當(dāng)于葡萄石-綠纖石相和綠片巖相。根據(jù)伊利石b0值研究，昆陽群變質(zhì)壓力類型為中低壓相變質(zhì)，構(gòu)造背景為伸展盆地背景，與同期揚(yáng)子板塊西北緣擠壓背景不同，表明羅德尼亞（Rodinia）超大陸的匯聚過程在揚(yáng)子板塊西緣表現(xiàn)為“剪刀式”碰撞過程，即揚(yáng)子板塊西緣由北至南是逐漸匯聚到一起的，并不是同時(shí)發(fā)生的，這也表明了全球格林威爾期造山事件具有不同時(shí)性。

羅德尼亞超大陸；昆陽群；低級(jí)-極低級(jí)變質(zhì)作用；滇東南

昆陽群是一套淺變質(zhì)的中元古界火山-沉積巖系，以淺變質(zhì)的碎屑巖和碳酸鹽巖為主夾少量火山巖，主要包括有板巖、千枚巖、變質(zhì)砂巖、砂巖、石英巖、硅質(zhì)巖、灰?guī)r、白云巖和凝灰?guī)r等[1-6]。長期以來圍繞昆陽群是“正八組”還是“倒八組”存在諸多爭議[1-14]?！罢私M”將昆陽群自下而上分為下亞群黃草嶺組、黑山頭組、大龍口組、美黨組和上亞群因民組、落雪組、黑山組（滇中地區(qū)稱鵝頭廠組）、青龍山組（滇中地區(qū)稱綠汁江組）。與之相反，“倒八組”認(rèn)為因民組-青龍山組為下亞群，黃草嶺組-美黨組為上亞群。最新的研究則把因民組-青龍山組稱為東川群，認(rèn)為昆陽群只包括黃草嶺組-美黨組。滇東南建水、石屏地區(qū)僅見到黃草嶺組-美黨組四個(gè)組出露。近年來一批高質(zhì)量的SHRIMP U-Pb測年表明“倒八組”的劃分方案更合理[11-14]。根據(jù)此方案，研究區(qū)出露地層為昆陽群上亞群，沉積時(shí)限與格林威爾期相當(dāng)。該期全球處于羅德尼亞（Rodnia）超大陸匯聚過程中，在全球范圍內(nèi)發(fā)生格林威爾期造山事件[14-28]。

圖1　昆陽群分布概況（據(jù)文獻(xiàn)[29]修改）

1 地質(zhì)背景

昆陽群主要分布于康滇地區(qū)（四川境內(nèi)稱為會(huì)理群），其出露范圍南起紅河，北抵金沙江，東邊以小江斷裂為界，西邊以綠汁江斷裂為界，南北長約300km、東西寬約40～150km，總面積達(dá)上萬平方公里，構(gòu)造位置上屬揚(yáng)子板塊西緣[1-14]。研究區(qū)位于滇東南建水、石屏地區(qū)，是昆陽群出露的最南端，屬揚(yáng)子板塊西南緣（圖1）[29]?？档岬貐^(qū)是揚(yáng)子板塊前震旦系基底演化的主要地區(qū)，最早黃汲清（1945）將其稱為“康滇地軸”，早年的研究認(rèn)為該地區(qū)具有雙層結(jié)構(gòu)，即底層為太古宙-古元古代深變質(zhì)的結(jié)晶基底，在其上覆蓋中-新元古代淺變質(zhì)的褶皺基底。結(jié)晶基底以康定群和大紅山群為主，褶皺基底以會(huì)理群、昆陽群、東川群、湯丹群、鹽邊群等為主[1,30-34]。目前對(duì)于康定群的年齡產(chǎn)生了爭議，早年馬杏垣（1980）、袁海華（1986）等獲得康定群年齡2 950Ma～2 400Ma，為古元古代[30-31]；近期Sinclair（2001）、Zhou（2002）、Li（2003）、杜利林（2007）、耿元生（2007）等獲得康定群年齡主要在850Ma～750Ma間，為新元古代，因此對(duì)康滇地區(qū)是否存在太古宙-古元古代結(jié)晶基底提出了質(zhì)疑[35-39]。對(duì)于中-新元古代的褶皺基底認(rèn)識(shí)則較為一致，組成該基底的會(huì)理群、昆陽群、東川群等地層[11-14,40-46]。華仁民（1990）認(rèn)為“康滇地軸”在距今約2 000Ma～1 900Ma前拉張破裂形成大陸裂谷-拗拉谷環(huán)境并將此次裂谷運(yùn)動(dòng)及其產(chǎn)物稱為昆陽拗拉谷[47]，后來龔琳將其命名為昆陽裂谷[48]，在該裂谷中沉積了昆陽群、東川群、大紅山群、河口群等。中-新元古代的全球格林威爾期造山運(yùn)動(dòng)，在中國稱晉寧運(yùn)動(dòng)，使昆陽裂谷最終閉合，結(jié)束了康滇地區(qū)前震旦系的基底演化，昆陽群、東川群、大紅山群等沉積結(jié)束[14-28]。

2 樣品采集

此次野外共采集樣品62塊，來自黃草嶺組9塊，黑山頭組13塊，大龍口組5塊，美黨組35塊；采樣大致垂直地層走向，樣間隔0.5～2km。樣品巖性主要為板巖類和淺變質(zhì)的碎屑巖類，可細(xì)分為絹云母板巖、絹云千枚狀板巖、含綠泥石絹云母板巖、絹云石英粉砂質(zhì)板巖、硅質(zhì)板巖、鈣質(zhì)板巖、變質(zhì)石英砂巖、石英巖和變質(zhì)粉砂巖。

圖2　礦物的X衍射特征

圖3　伊利石結(jié)晶度地層分布概況

3 測試分析

采集分別進(jìn)行礦物定量測試、伊利石結(jié)晶度測試和伊利石b0值測試三步。用于礦物定量測試的樣品送中國地質(zhì)大學(xué)（武漢）地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，將樣品碎到200目。用于伊利石結(jié)晶度和b0值測試的樣品第一步碎樣至小于2μm粒級(jí)而與原生伊利石混在一起，過72目篩（0.216mm），制取5g左右測試樣，在碎樣過程中要注意避免不同樣品的混染，每碎完一個(gè)樣都要更換干凈的紙張，和干凈的72目篩；第二步是將第一步獲得的樣品倒入裝有蒸餾水的試管中制成黏土懸浮液，再用超聲波振蕩約30分鐘，然后用離心機(jī)進(jìn)行約5分鐘，提取小于2 μm的伊利石，獲得的小于2μm粒級(jí)的伊利石以黏土礦物為主，也含有少量的石英；第三步制備定向片，將第二步獲得的小于2μm粒級(jí)的伊利石樣品用少量蒸餾水通過吸管滴于干凈的薄片上自然晾干。制備定向片主要是為了增強(qiáng)伊利石底面的反射。樣品的測試送中國地質(zhì)大學(xué)（武漢）地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，用荷蘭帕納科公司生產(chǎn)的X’Pert PRO DY2198X射線衍射儀測試。

3.1礦物定量

用X射線粉晶衍射法進(jìn)行礦物相分析是基于任何一種結(jié)晶物質(zhì)都具有特定的晶體結(jié)構(gòu)，都有自己特有的衍射圖譜（圖2），根據(jù)衍射圖譜便可確定礦物相，并根據(jù)其衍射線的強(qiáng)度進(jìn)行定量分析[49]。目前已有多款軟件可以用于X射線粉晶衍射數(shù)據(jù)的分析，本研究采用的是X’Pert Highscore 2.0。數(shù)據(jù)分析結(jié)果如表1。

表1　樣品礦物定量

3.2伊利石結(jié)晶度

伊利石結(jié)晶度即伊利石礦物的結(jié)晶程度，包括伊利石結(jié)構(gòu)的完整性和三維空間的延續(xù)性兩方面內(nèi)容。最早由地質(zhì)學(xué)家Kübler（1964）提出用Kübler指數(shù)（KI-Kübler Index）也即伊利石的 1nm半高峰寬衡量伊利石的結(jié)晶程度，并將其用于極低級(jí)變質(zhì)作用的研究[50]。本文所有樣品的伊利石結(jié)晶度測試程序與IGCP-294項(xiàng)目伊利石結(jié)晶度工作組推薦的伊利石結(jié)晶度測試程序（Kisch，1991）一致[51]。伊利石結(jié)晶度是采用軟件X’Pert Highscore 2.0通過計(jì)算伊利石10?（1nm）峰的半高寬獲得。計(jì)算結(jié)果表明昆陽群伊利石結(jié)晶度在0.16~0.34之間。大部分均小于0.25，大于0.25的僅11個(gè)約占17%。地層分布情況為黃草嶺組共9個(gè)樣品，獲得的結(jié)晶度為0.18~0.32，平均0.22；壩心黑山頭組共3個(gè)樣品，獲得的伊利石結(jié)晶度為0.22~0.3，平均0.27；龍朋黑山頭組共10個(gè)樣品，獲得的伊利石結(jié)晶度為0.16~0.24，平均0.18且全部小于0.25；大龍口組共5個(gè)樣品，獲得的伊利石結(jié)晶度為0.16~0.18，平均0.17；龍朋美黨組共12個(gè)樣品，結(jié)晶度為0.2~0.34，平均0.24；曲溪美黨組共23個(gè)樣品，獲得的伊利石結(jié)晶度為0.18~0.32，平均0.22且大部分都小于0.25，僅少部分大于0.25（5個(gè)樣）（圖3、表2）。

3.3伊利石b0值

在變質(zhì)作用過程中白云母的b0值具有非常重要的指示意義，常用于變質(zhì)作用的溫壓條件分析。最早首先由Sassi et al.（1974）和Guidotti et al.（1976）根據(jù)對(duì)白云母b0值的研究，把變質(zhì)壓力劃分為低壓相、中壓相和高壓相[52,53]。Padan et al.（1982），Yang and Hesse.（1991）和Wang et al.（1996）對(duì)伊利石b0值進(jìn)行了研究，表明伊利石b0值同白云母一樣，也可以用作地質(zhì)壓力計(jì)[54-56]。伊利石b0值的獲取是通過X射線粉晶衍射法測量伊利石的（060）衍射峰獲得。在測伊利石d（060）峰時(shí)，一定要通過石英d（211）峰的校正。做法是通過計(jì)算機(jī)讀取伊利石的d（060）值，然后將該值乘以6即得到伊利石的b0值。計(jì)算昆陽群伊利石b0值在0.8972~0.903 4nm間，平均0.9007nm，＜0.9000nm的11個(gè)占17%，0.9000~0.9040nm間51個(gè)約83%，而該部分又以接近0.9000nm居多，接近0.9040nm者少，大于0.9040nm的沒有（圖4、表2）。

表2　伊利石結(jié)晶度和b0值

注：1，絹云母板巖；2，含綠泥石絹云母板巖；3、絹云石英粉砂質(zhì)板巖；4，絹云千枚狀板巖；5，變質(zhì)粉砂巖；6，變質(zhì)石英砂巖；7，鈣質(zhì)板巖；8，石英巖；9，硅質(zhì)板巖

4 低級(jí)-極低級(jí)變質(zhì)作用

雖然研究區(qū)不見濁沸石（沸石相），綠纖石（葡萄石-綠纖石相），黝簾石、硬綠泥石（綠片巖相）等特征變質(zhì)礦物。但根據(jù)李方正等（2003）的研究（圖5）[57]，可根據(jù)變質(zhì)巖中常見礦物的穩(wěn)定范圍大致判斷變質(zhì)作用的變質(zhì)級(jí)。研究區(qū)昆陽群的礦物定量分析表明其常見礦物有石英、絹云母、綠泥石和長石，故可判斷昆陽群變質(zhì)程度不高于低級(jí)變質(zhì)作用，即屬于低級(jí)-極低級(jí)變質(zhì)作用范圍。對(duì)于低級(jí)-極低級(jí)變質(zhì)作用可根據(jù)伊利石結(jié)晶度和伊利石b0值對(duì)其變質(zhì)相、變質(zhì)溫度和壓力等做進(jìn)一步研究。對(duì)于低級(jí)-極低級(jí)變質(zhì)作用的相關(guān)概念，不同學(xué)者使用了不同命名，容易造成誤解，在這里將相關(guān)命名進(jìn)行總結(jié)對(duì)照。成巖作用包括低級(jí)成巖帶和高級(jí)成巖帶（早期成巖帶和晚期成巖帶），相當(dāng)于沸石相。極低級(jí)變質(zhì)作用包括低級(jí)近變質(zhì)帶和高級(jí)近變質(zhì)帶（極低級(jí)變質(zhì)帶A和極低級(jí)變質(zhì)帶B），相當(dāng)于葡萄石-綠纖石相。低級(jí)變質(zhì)作用包括淺變質(zhì)帶相當(dāng)于綠片巖相（表3）[58-59]。

表3　低級(jí)-極低級(jí)變質(zhì)作用相關(guān)概念對(duì)照表

4.1變質(zhì)相和變質(zhì)帶

最早由地質(zhì)學(xué)家Kübler（1964）將伊利石的結(jié)晶度用于低級(jí)-極低級(jí)變質(zhì)作用的研究[50]隨后，在此基礎(chǔ)上國內(nèi)外學(xué)者相繼提出了劃分低級(jí)-極低級(jí)變質(zhì)作用的不同方案，目前應(yīng)用最多的是 Frey and Robinson （1999）的劃分方案（圖6）[58]。根據(jù)此方案，伊利石結(jié)晶度小于0.25為淺變質(zhì)帶，伊利石結(jié)晶度0.25~-0.30為高級(jí)近變質(zhì)帶，伊利石結(jié)晶度0.30~0.42為低級(jí)近變質(zhì)帶，伊利石結(jié)晶度0.42~1.0為高級(jí)成巖帶，伊利石結(jié)晶度大于1.0為低級(jí)成巖帶。

故根據(jù)伊利石結(jié)晶度，研究區(qū)昆陽群可劃分為淺變質(zhì)帶和高級(jí)近變質(zhì)帶分別相當(dāng)于綠片巖相和葡萄石-綠纖石相，淺變質(zhì)帶包括昆陽群的大部分，僅黑山頭組和美黨組部分為高級(jí)近變質(zhì)帶（圖3）。

圖4　伊利石b0值分布概況

4.2 變質(zhì)溫度估計(jì)和壓力類型

根據(jù) Frey and Robinson （1999）和畢先梅（2004）的方案[58-59]。高級(jí)近變質(zhì)帶的變質(zhì)溫度為250℃~350℃，淺變質(zhì)帶變質(zhì)溫度大于350℃，而低級(jí)變質(zhì)作用的溫度一般不超過500℃。故研究區(qū)昆陽群的變質(zhì)溫度約為250℃~500℃。

圖5　變質(zhì)巖中常見礦物的穩(wěn)定范圍（據(jù)文獻(xiàn)[57]）

圖6　低級(jí)-極低級(jí)變質(zhì)作用劃分（據(jù)文獻(xiàn)[58]）

圖7　伊利石b0值的頻率累計(jì)曲線圖曲線1為低壓型，曲線2為中低壓型，曲線3為中高壓型，曲線4為高壓性

最早由Sassi et al.（1974）和Guidotti et al.（1976）將白云母b0值用于變質(zhì)壓力的研究[52,53]。隨后Padan et al.（1982），Yang and Hesse.（1991）和Wang et al.（1996）指出伊利石b0值同白云母一樣，也可以用作地質(zhì)壓力計(jì)，研究表明b0<0.9000nm時(shí)為低壓相，0.9000nm0.9040nm時(shí)為高壓相[54-56]。根據(jù)此標(biāo)準(zhǔn)，研究區(qū)昆陽群大部分為中壓相變質(zhì)，局部為低壓相變質(zhì)。根據(jù)近年來朱明新（2001）、王河錦（2002）和袁晏明（2008）等的最新研究，可用伊利石b0值的頻率累計(jì)曲線圖（圖7）判斷區(qū)域低級(jí)-極低級(jí)變質(zhì)作用的變質(zhì)壓力類型[50-62]。在使用這一統(tǒng)計(jì)規(guī)律（白云母b0壓力計(jì)）時(shí)要注意，該規(guī)律只限于變質(zhì)地質(zhì)體并且是具有相同地質(zhì)作用經(jīng)歷的同一變質(zhì)地體。故在使用該規(guī)律時(shí)要注意避免不同地質(zhì)體數(shù)據(jù)的混合使用，也不能采用非變質(zhì)地質(zhì)體的數(shù)據(jù)。將本文研究區(qū)昆陽群62個(gè)樣品的伊利石b0值投于該圖中，得到虛線b，故研究區(qū)昆陽群變質(zhì)壓力類型為中低壓型。

4.3變質(zhì)作用類型和變質(zhì)時(shí)期

區(qū)域變質(zhì)作用一般分為造山變質(zhì)、洋底變質(zhì)、埋藏變質(zhì)和混合巖化四種類型。根據(jù)前人資料和本次研究情況，研究區(qū)昆陽群的變質(zhì)作用類型主要為埋藏變質(zhì)作用。主要依據(jù)如下：

李志偉等（2001）根據(jù)昆陽群地層巖石極低級(jí)變質(zhì)作用的主要特點(diǎn)：碎屑狀綠泥石-白云母（絹云母）堆垛集合體發(fā)育，且多平行層理定向排列，個(gè)別堆垛集合體中發(fā)育代表經(jīng)受平行層理壓縮作用的彎曲或膝折現(xiàn)象等，認(rèn)為昆陽群的變質(zhì)作用類型為地殼伸展背景下裂谷環(huán)境內(nèi)的埋藏型變質(zhì)作用[63]。根據(jù)Robinson （1987）的研究，伸展構(gòu)造體制下一般僅出現(xiàn)從沸石相經(jīng)葡萄石-綠纖石相至低綠片巖相[58]，與研究區(qū)昆陽群的變質(zhì)相特征相符，印證了上述李志偉（2001）的觀點(diǎn)，即昆陽群是地殼伸展背景下的埋藏型變質(zhì)作用。另一方面研究區(qū)昆陽群伊利石b0值平均值為0.9007，且分布在0.898~0.901之間者居多，根據(jù)燕守勛（2002）研究，伸展盆地的b0值為0.898~0.901[64]，同樣也印證了昆陽群是地殼伸展背景下的埋藏型變質(zhì)作用這一觀點(diǎn)。此外，根據(jù)研究區(qū)昆陽群大地構(gòu)造背景，為伸展盆地背景而非洋脊增生背景，可排除洋底變質(zhì)。造山變質(zhì)巖變質(zhì)溫度和壓力均比埋藏變質(zhì)巖高，其變質(zhì)溫度最高可超過800℃，壓力最高可達(dá)3.0GPa，另外造山變質(zhì)巖分布區(qū)呈變質(zhì)相系列和遞增變質(zhì)帶演化，如低P/T型，變質(zhì)相系列為：綠片巖相→角閃巖相→麻粒巖相，遞增變質(zhì)帶為：黑云母帶→堇青石帶→紅柱石帶→夕線石帶[57]。這些特點(diǎn)均與昆陽群分布的變質(zhì)巖特征不符，故可排除造山變質(zhì)?；旌蠋r化是變質(zhì)作用向巖漿作用的過渡類型，研究區(qū)昆陽群變質(zhì)作用顯然不屬于此類型。綜上研究區(qū)的變質(zhì)作用類型應(yīng)為埋藏變質(zhì)。

根據(jù)段錦蓀（1987）、吳懋德等（1990）、沈權(quán)（1993）、呂世琨等（2001）等大量研究資料表明昆陽群變質(zhì)年齡介于1 000Ma~800Ma之間[2,6,65-66]。如黑山頭組樣品通過Rb-Sr法獲得了844Ma、860Ma和812Ma三個(gè)變質(zhì)年齡，通過K-Ar法獲得910Ma的變質(zhì)年齡；大營盤組樣品通過K-Ar法獲得了844Ma的變質(zhì)年齡，通過Rb-Sr法獲得了966±28Ma的變質(zhì)年齡，大營盤組層位與我們研究區(qū)黃草嶺組相當(dāng)；鵝頭廠組樣品通過Rb-Sr法獲得了861Ma的變質(zhì)年齡。此外昆陽群的構(gòu)造演化特征也指向其變質(zhì)年齡應(yīng)為900Ma左右，大量的研究資料表明，中元古代末期的晉寧運(yùn)動(dòng)是昆陽群經(jīng)歷的最主要的一期構(gòu)造事件，伴隨此次構(gòu)造事件，昆陽群普遍發(fā)生了變質(zhì)作用[4,15-18,65-67]。而晉寧運(yùn)動(dòng)主期為900Ma左右。綜上，我們推測研究區(qū)昆陽群的變質(zhì)時(shí)期約為900Ma前，大致與晉寧運(yùn)動(dòng)時(shí)限相當(dāng)。

5 構(gòu)造意義

大量研究表明隨著羅德尼亞（Rodnia）超大陸的匯聚，各板塊拼貼到一起，在全球范圍發(fā)生格林威爾期造山事件，該期事件在中國表現(xiàn)為晉寧運(yùn)動(dòng)[11,14-28]。在這樣的大背景下，揚(yáng)子板塊西緣當(dāng)時(shí)也處于匯聚板塊邊緣，構(gòu)造背景以擠壓為主。主要證據(jù)舉例如下：①張傳恒（2007）通過黑山頭組富良棚段凝灰?guī)r的巖石學(xué)特征指出在中元古代末期昆陽群所處的構(gòu)造背景為匯聚板塊邊緣，與全球格林威爾期造山過程密切相關(guān)，是對(duì)羅德尼亞超大陸匯聚事件的響應(yīng)[11]。②陸懷鵬等（1999）通過對(duì)沙壩麻粒巖原巖特征及變質(zhì)作用研究認(rèn)為川西它的原巖化學(xué)成分類似于大陸島弧鈣堿性玄武巖，形成于造山帶擠壓環(huán)境，表明在1 000Ma~800Ma揚(yáng)子陸塊西緣發(fā)生過板內(nèi)俯沖作用[23]。

徐備（2001）、凌文黎（2000）、郭進(jìn)京（1999）等在研究羅德尼亞超大陸的匯聚時(shí)，認(rèn)為格林威爾造山事件主期為1 300Ma~1 000Ma[15-17]，Li（2002,2008）認(rèn)為該期時(shí)限為1 000Ma~850Ma[24-25]。而研究區(qū)昆陽群變質(zhì)時(shí)期約為900Ma前的晉寧期，表明其與格林威爾期造山運(yùn)動(dòng)同期。

根據(jù)燕守勛（2002）的研究，伊利石b0值對(duì)構(gòu)造背景有一定的指示作用，洋脊增生背景的b0值為0.902~0.906 nm，伸展盆地的b0值為0.898~0.901 nm，阿爾卑斯碰撞背景的b0值為0.900~0.903 nm[64]。研究區(qū)昆陽群的b0值平均值為0.9007，且大部分在0.898~0.901之間，表明研究區(qū)當(dāng)時(shí)處于伸展盆地背景下。而前人研究資料多表明，該時(shí)期揚(yáng)子板塊西緣處于羅德尼亞（Rodnia）超大陸匯聚板塊邊緣，構(gòu)造背景以擠壓為主[11,20,22-23]。雖然本文研究獲得了與前人不同的構(gòu)造背景，但這與前人研究結(jié)果并不矛盾。經(jīng)分析發(fā)現(xiàn)，前人認(rèn)為格林威爾期揚(yáng)子板塊西緣處于匯聚板塊邊緣的擠壓環(huán)境下，大多是在康滇地區(qū)的北部區(qū)域研究獲得的[11,20,22-23]，而本文研究區(qū)位于康滇地區(qū)的最南邊。這說明格林威爾期造山過程并不是同時(shí)的，在揚(yáng)子板塊西緣板塊的匯聚表現(xiàn)為“剪刀式”碰撞，即揚(yáng)子板塊西緣北段先匯聚到一起，然后往南再逐漸匯聚到一起。這與姜勇彪在2006年的研究結(jié)果取得了相同認(rèn)識(shí)，姜勇彪在研究格林威爾期變形構(gòu)造在川滇地區(qū)的分布特征時(shí)，發(fā)現(xiàn)其具有不均勻性。在攀枝花及其周邊地區(qū)也就是康滇地區(qū)的北部區(qū)域，格林威爾期構(gòu)造變形較為強(qiáng)烈，而往南進(jìn)入滇中地區(qū)該期構(gòu)造變形則相對(duì)較弱。他認(rèn)為形成這一現(xiàn)象的最大可能是在格林威爾期，它們所處的大地構(gòu)造背景不同[19]。本文研究結(jié)果證明了這一觀點(diǎn)，并且進(jìn)一步指出格林威爾期揚(yáng)子板塊西緣北段處于匯聚板塊邊緣的擠壓環(huán)境，而同期揚(yáng)子板塊西緣南段則處于伸展盆地背景。

6 結(jié)論

1）滇東南建水、石屏地區(qū)昆陽群普遍發(fā)生低級(jí)-極低級(jí)變質(zhì)作用，可劃分出淺變質(zhì)帶和高級(jí)近變質(zhì)帶兩個(gè)變質(zhì)帶，分別相當(dāng)于綠片巖相和葡萄石-綠纖石相。

2）昆陽群變質(zhì)溫度為250℃~500℃，變質(zhì)壓力類型為中低壓相變質(zhì)。

3）昆陽群格林威爾期所處構(gòu)造背景為伸展盆地背景。羅德尼亞（Rodnia）超大陸的匯聚在揚(yáng)子板塊西緣表現(xiàn)為“剪刀式”碰撞，即揚(yáng)子板塊西緣由北至南是逐漸碰撞匯聚到一起的，而不是同時(shí)碰撞，同時(shí)也說明格林威爾期造山運(yùn)動(dòng)具有不同時(shí)性。

[1] 李復(fù)漢、王福星、申玉連、等. 康滇地區(qū)的前震旦系[M]. 重慶：重慶出版，1988，1~396.

[2] 吳懋德、段錦蓀、宋學(xué)良, 等. 云南昆陽群地質(zhì)[M]. 昆明: 云南科技出版社, 1990, 1~190.

[3] 戴恒貴. 康滇地區(qū)昆陽群和會(huì)理群地層、構(gòu)造及找礦靶區(qū)研究[J]. 云南地質(zhì),1997,01:1~39.

[4] 范效仁, 吳延之, 劉繼順, 等. 滇中—川西昆陽群層序歸屬的古地磁學(xué)依據(jù)[J]. 桂林工學(xué)院學(xué)報(bào),1999,01:21~-29.

[5] 牟傳龍, 林仕良, 余謙. 四川會(huì)理-會(huì)東及鄰區(qū)中元古界昆陽群沉積特征及演化[J]. 沉積與特提斯地質(zhì), 2000,01:44~51.

[6] 呂世琨, 戴恒貴. 康滇地區(qū)建立昆陽群（會(huì)理群）層序的回顧和重要賦礦層位的發(fā)現(xiàn)[J]. 云南地質(zhì),2001,01:1~24.

[7] 杜遠(yuǎn)生，韓欣. 滇中中元古代昆陽群因民組碎屑風(fēng)暴巖及其意義[J]. 沉積學(xué)報(bào)，2000,18（2）：259~262.

[8] 李希勛, 吳懋德, 段錦蓀. 昆陽群的層序及頂?shù)讍栴}[J]. 地質(zhì)論評(píng),1984, 05:399~408+515.

[9] 李杏林 ,李德璧 ,陸波. 云南昆陽群層序古地磁[J]. 礦產(chǎn)與地質(zhì),1985,03:68~77.

[10] 薛步高. 昆陽群層序與對(duì)比問題[J]. 云南地質(zhì),2001,04:376~384.

[11] 張傳恒, 高林志, 武振杰, 等. 滇中昆陽群凝灰?guī)r鋯石SHRIMP U-Pb年齡:華南格林威爾期造山的證據(jù)[J]. 科學(xué)通報(bào), 2007,07:818~824.

[12] 孫志明, 尹福光, 等. 云南東川地區(qū)昆陽群黑山組凝灰?guī)r鋯石SHRIMP U-Pb年齡及其地層學(xué)意義[J]. 地質(zhì)通報(bào),2009,07:896~900.

[13] 周邦國, 王生偉, 孫曉明, 等. 云南東川望廠組熔結(jié)凝灰?guī)r鋯石SHRIMP U-Pb年齡及其意義[J]. 地質(zhì)論評(píng), 2012,02:359~368.

[14] Greentree M R, Li Z X, Li X H, et al. Late Mesoproterozoic to earliest Neoproterozoic basin record of the Sibao orogenesis in western South China and relationship to the assembly of Rodinia[J]. Precambrian Res, 2006, 151: 79~100.

[15] 郭進(jìn)京, 張國偉, 陸松年, 等. 中國新元古代大陸拼合與Rodinia超大陸[J]. 高校地質(zhì)學(xué)報(bào),1999,02:29~37.

[16] 凌文黎, 程建萍. Rodinia研究意義、重建方案與華南晉寧期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)[J]. 地質(zhì)科技情報(bào),2000,03:7~11.

[17] 徐備. Rodinia超大陸構(gòu)造演化研究的新進(jìn)展和主要目標(biāo)[J]. 地質(zhì)科技情報(bào),2001,01:15~19.

[18] 郝杰, 翟明國. 羅迪尼亞超大陸與晉寧運(yùn)動(dòng)和震旦系[J]. 地質(zhì)科學(xué),2004,01:139~152.

[19] 姜勇彪, 張世紅, 吳懷春, 等. 華南地塊西南緣格林威爾期區(qū)域構(gòu)造解析[J]. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 2006,02:127~135.

[20] 王獎(jiǎng)?wù)? 李澤琴, 黃從俊. 康滇地軸元古代重大地質(zhì)事件與拉拉IOCG礦床成礦響應(yīng)[J]. 地球科學(xué)進(jìn)展,2012,10:1074~1079.

[21] 李獻(xiàn)華, 李武顯, 何斌. 華南陸塊的形成與Rodinia超大陸聚合-裂解—觀察、解釋與檢驗(yàn)[J]. 礦物巖石地球化學(xué)通報(bào), 2012,06:543~559.

[22] 王紅軍, 李巨初, 薛鈞月. 康滇地軸新元古代成礦作用與羅迪尼亞超大陸[J]. 世界核地質(zhì)科學(xué), 2009,02:81~86.

[23] 盧懷鵬, 徐士進(jìn), 王汝成, 等. 川西沙壩麻粒巖原巖特征及變質(zhì)作用[J]. 南京大學(xué)學(xué)報(bào)：自然科學(xué)版，1999,35（3）：399~406.

[24] Li Z X, Li X H, Zhou H W, et al. Grenvillian continental collision in south China: New SHRIMP U-Pb zircon results and implications for the configuration of Rodinia. Geology, 2002, 30: 163~166.

[25] Li Z X, Bogdanova S V, Collins A S, et al. Assembly, configuration, and break-up history of Rodinia: A synthesis [J]. Precambrian Res, 2008,160: 179~210.

[26] Rainbird R H, Heaman L M, Young G M. Sampling Laurentia: Detrital zircon geochronology offers evidence for an extensive Neoproterozoic river system originating from Grenville orogen [J]. Geology, 1992, 18（4）: 100~108.

[27] Karlstrom K E, Ahall K-I, Harlan S S et al. Long-lived （1.8~1.0 Ga）convergent orogen in southern Laurentia, its extensions to Australia and Baltica, and implications for refining Rodinia [J]. Precambrian Res, 2001, 111: 5~30.

[28] Fitzsimons I C W. Grenville-age basement provinces in East Antarctica: Evidence for three separate collisional orogens [J]. Geology,2000, 28（10）: 879~882.

[29] 侯林, 丁俊, 鄧軍, 等. 云南武定迤納廠鐵銅礦巖漿角礫巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡及其意義[J]. 地質(zhì)通報(bào),2013,04:580~588.

[30] 馬杏垣，譚應(yīng)佳，吳正文，等. 中國大陸殼的早期構(gòu)造演化[J]. 國際交流地質(zhì)學(xué)術(shù)論文集. 北京: 地質(zhì)出版社，1980.

[31] 袁海華，張樹發(fā)，張平. 康滇地軸結(jié)晶基底的時(shí)代歸屬[J]. 成都地質(zhì)學(xué)院學(xué)報(bào)，1986,13（4）：64~67.

[32] 陳智梁，陳世瑜. 揚(yáng)子地塊西緣地質(zhì)構(gòu)造演化[M].重慶：重慶出版，1987:1~172.

[33] 袁海華, 張樹發(fā), 張平. 康滇地軸基底時(shí)代的初步輪廓見[M].張?jiān)葡?劉秉光.中國攀西裂谷文集[C]. 北京：地質(zhì)出版社，1986:51~60.

[34] 程裕淇. 中國區(qū)域地質(zhì)概論[M]. 北京：地質(zhì)出版社，1994:1~517.

[35] 杜利林，耿元生，楊崇輝，等. 揚(yáng)子地臺(tái)西緣康定群的再認(rèn)識(shí): 來自地球化學(xué)和年代學(xué)證據(jù)[J]. 地質(zhì)學(xué)報(bào)，2007,81（11）：1562~1577.

[36] 耿元生, 楊崇輝, 周喜文, 等. 揚(yáng)子地臺(tái)西緣結(jié)晶基底的時(shí)代[J]. 高校地質(zhì)學(xué)報(bào),2007,03:429~441.

[37] Li Z X, Li X H, Kinny, et al. Geochronology of Neoproterozoic synrift magmatism in the Yangtze Craton, South China and correlations with other continents: evidence for a mantle superplume that broke up Rodinia[J].Precambrian Research,2003， 122: 85~109.

[38 ]Sinclair J A. A reexamination of the “Yanbian ophiolite suite”:Evidence for western extension of the Mesoproterozoic Sibal orogen in South China[J].Geol. Soc. Aust. Abst.,2001，65: 99~100.

[39] Zhou Meifu, Yan Danping, Allen K et al. SHRIMP UPb zircon geochronological and geochemical evidence for Neoproterozoic arcmagmatism along the western margin of the Yangtze Block, South China.Earth and Planetary Science Letters, 2002，196: 51~67.

[40] 朱炳泉, 常向陽, 邱華寧, 等. 云南前寒武紀(jì)基底形成與變質(zhì)時(shí)代及其成礦作用年代學(xué)研究[J]. 前寒武紀(jì)研究進(jìn)展, 2001,02:75~82.

[41] 耿元生，柳永清， 高林志，等. 揚(yáng)子克拉通西南緣中元古代通安組的形成時(shí)代--鋯石LA-ICP-MS年齡[J].地質(zhì)學(xué)報(bào)，2012,86（9）：1479~1490.

[42] 王冬兵, 尹福光, 孫志明, 等. 揚(yáng)子陸塊西緣古元古代基性侵入巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡和Hf同位素及其地質(zhì)意義[J]. 地質(zhì)通報(bào),2013,04:617~630.

[43] 吳根耀. 從關(guān)鍵地質(zhì)事件看華南的前寒武系劃分[J]. 地層學(xué)雜志, 2006,03:271~286.

[44] 朱華平，范文玉，周邦國，等. 論東川地區(qū)前震旦系地層層序：來自鋯石SHRIMP及LA-ICP-MS測年的證據(jù)[J]. 高校地質(zhì)學(xué)報(bào)，2011,17（3）：452~461.

[45] 耿元生，楊崇輝，等.天寶山組形成的時(shí)代和形成環(huán)境--鋯石SHRIMP U-Pb年齡和地球化學(xué)證據(jù)[J].地質(zhì)論評(píng)，2007，53（4）：556~563.

[46] Zhao X F, Zhou M F, Li J W, et al. Late Paleoproterozoic to early Mesoproterozoic Dongchuan Group in Yunnan, SW China:Implications for tectonic evolution of the Yangtze Block[J]. Precambrian Research,2010,182（1）:57~69.

[47] 華仁民. 論昆陽拗拉谷[J]. 地質(zhì)學(xué)報(bào),1990,04:289~301.

[48] 龔琳，何毅特.云南東川元古宙裂谷型銅礦[M]. 北京：冶金工業(yè)出版社，1996：1~252.

[49] 廖立兵，李國武. X射線衍射方法與應(yīng)用[M]. 北京：地質(zhì)出版社，2008:1~196.

[50] Kübler B. Les argiles, indicateurs de metamorphisme[J]. Rev. Inst. France. Petro., 1964，19:1 093~1112.

[51] Kisch H J.Illite crystallinity： recommendations onsample preparayion，X-ray diffraction settings andinterlaboratory standars[J].Jour Meta Geol，1991（6）：655~670.

[52] Guidotti C V, Sassi F P. Muscovite as a petrogenetic indicator in pehtrc schists[J].Neues. Jahrb. Min. Abhdl., 1976，127: 97~142.

[53] Sassi F P,Scolai A. The b value of the porassie whitemicas as barometric indicator in low-grademetamorphism of politic schists[J].Contrib Mineral Petrol,1974,45:148~152.

[54] Padan A ， Kisch HJ and Shagam R.Use of the lattice parameter b0 of dioctahedralillite/muscovite，for the characterization of P/T gradiens of incipient metamorphism[J].Cotri Miner Petro ，1982，79：85~95.

[55] Wang H, Frey M, Stern WB. Diagenesis and metamorphism of clay minerals in the Helvetic Alps of Eastern Switzerland[J]. Clays and Clay Minerals, 1996，44:96~112

[56] Yang C and Hesse R. 1991. Clay minerals as indicators of diagenetic and anchimetamorphic grade in an overthrust belt external domain of southerm Canadian Appalachinas. Clay Minerals. 26:211~231

[57] 李方正，蔡瑞鳳，等. 巖石學(xué)[M].北京：地質(zhì)出版社，1993.

[58] Frey M，Robinson D L.Low-grade metamorphism[M].Oxford：Blackwe ll Science，1999：10~226.

[59] 畢先梅, 莫宣學(xué). 成巖—極低級(jí)變質(zhì)—低級(jí)變質(zhì)作用及有關(guān)礦產(chǎn)[J]. 地學(xué)前緣,2004,01:287~294.

[60] 朱明新, 王河錦. 長沙-澧陵-瀏陽一帶冷家溪群及板溪群的甚低級(jí)變質(zhì)作用[J]. 巖石學(xué)報(bào),2001,02:291~300.

[61] 王河錦, 劉楚雄, 等. 湘中北黃土店-仙溪中新元古界-下古生界的甚低級(jí)變質(zhì)作用[J]. 中國科學(xué)（D輯:地球科學(xué)）,2002,09:742~750.

[62] 袁晏明, 桑隆康, 李德威, 等. 青藏高原可可西里地區(qū)三疊系巴彥喀拉山群低級(jí)—極低級(jí)變質(zhì)作用[J]. 地質(zhì)科技情報(bào), 2008,03:14~20.

[63] 李志偉, 田敏, 錢祥貴. 滇中昆陽群地層巖石極低級(jí)變質(zhì)作用特征及構(gòu)造環(huán)境意義[J]. 云南地質(zhì), 2001,04:369~375.

[64] 燕守勛, 田慶久, 吳昀昭. 極低級(jí)變質(zhì)作用及其研究方法[J]. 現(xiàn)代地質(zhì),2002,01:37~44.

[65] 沈權(quán). 昆陽群40Ar-39Ar法測年探討晉寧運(yùn)動(dòng)和澄江運(yùn)動(dòng)的時(shí)限[J]. 云南地質(zhì), 1993,03:317~323.

[66] 段錦蓀. 云南前震旦系同位素年齡地質(zhì)解釋的初步探討[J]. 云南地質(zhì), 1987,02:179~187.

[67] 萬遠(yuǎn)明. 昆陽群的層序及其構(gòu)造運(yùn)動(dòng)特征的探討[A]. 中國地質(zhì)科學(xué)院天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所文集（12）[C]. 1985: 8.

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

中國地質(zhì)調(diào)查局：云南1∶5萬龍朋、曲溪等6幅區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查（項(xiàng)目編號(hào)：1212011220400）

廖昆（1988-），男，四川仁壽人，助理工程師，碩士研究生，主要從事巖石礦物和構(gòu)造地質(zhì)學(xué)研究