西南地區(qū)玄武巖下伏茅口組碎屑巖的發(fā)現(xiàn)及其古地理意義

大火成巖省的沉積記錄的研究是可靠獨立的方法，用于證明和研究地幔柱的活動（dannywuler，1993，2001）。這既有理論基礎(chǔ),又有一系列研究實例。20世紀90年代初實驗室模擬表明上升地幔柱通常造成大規(guī)模的地殼抬升并形成穹狀隆起(CampbellandGriffiths,1990),地殼抬升的機理主要為地幔熱柱對巖石圈的動力沖擊(CampbellandGriffiths,1990)或大規(guī)模巖漿底侵作用(Cox,1989)。地殼快速抬升及其所形成的穹狀隆起是地幔柱作用區(qū)別一般殼幔作用的重要標志。上升地幔柱在幾百萬平方千米內(nèi)發(fā)生千米規(guī)模的地表抬升必然對地表的沉積環(huán)境及沉積作用產(chǎn)生重大影響。一方面大規(guī)模的地表抬升使地表的已有沉積物發(fā)生差異剝蝕,并形成局部性的不整合(Rainbird,1993,2001);另一方面快速的隆升使沉積相及巖相古地理發(fā)生突變,并在地幔柱活動地區(qū)沉積地層剖面和平面上留下烙印(Dametal.,1998;WilliamsandGostin,2000)。地幔柱地區(qū)的一些沉積盆地經(jīng)常見到災變沉積(WhiteandLovell,1997;Dametal.,1998),如重力滑塌、重力流和濁流等。WhiteandLovell(1997)通過研究歐洲北海盆地大陸架古新世周期性的重力流和濁流沉積發(fā)現(xiàn):這種周期性是北大西洋地幔柱活動脈動性的響應。總之近幾年來國外的一些地質(zhì)學家通過研究淺表地質(zhì)響應在確定大火成巖省的地幔柱作用、空間分布和動力學過程方面取得了積極的進展。峨眉山玄武巖噴發(fā)是上揚子晚二疊世重要地質(zhì)事件,對其成因的研究一直為地質(zhì)界所關(guān)注。20世紀80年代初隨著對攀西裂谷開展的大規(guī)模研究,對峨眉山玄武巖進行了較為系統(tǒng)的研究,提出了玄武巖裂谷成因的認識(張云湘等,1988;從柏林,1988;熊舜華和李建林,1994)。近幾年來隨著國外地幔柱構(gòu)造研究興起,人們從巖石學、地球化學和年代學等方面對峨眉山玄武巖進行的地幔柱作用機制進行了探討,并取得了一些研究成果(ChungandJahn,1995;徐義剛等,2001;宋謝炎等,2001)。然而目前在峨眉山玄武巖中是否有地幔柱作用仍存在分歧(張招崇等,2001),甚至有些學者仍傾向于80年代的裂谷或地裂觀點(沒有地幔柱作用)(Luoetal,1990;Thompsonetal.,2001)。筆者曾根據(jù)茅口組的生物地層對比和不整合的研究認為,在峨眉山玄武巖噴發(fā)前西南地區(qū)有過一次快速的穹狀隆起,穹狀隆起的范圍超過了攀西裂谷的范圍,因而可能是地幔柱快速上升的淺表剝蝕響應(何斌等,2003),本文試圖通過對峨眉山玄武巖下伏碎屑巖和噴發(fā)前后巖相古地理等方面的研究,進一步尋找峨眉山地幔柱活動的沉積證據(jù),探討峨眉山大火成巖省的成因。1上東南角緣代火山巖峨眉山玄武巖系1929年由趙亞曾先生命名,原指四川西南部峨眉山區(qū)覆蓋于含Neoschwagorina的茅口組之上的玄武巖,后泛指西南三省大面積分布的以晚二疊世玄武巖為主的暗色巖,并作為上二疊統(tǒng)的一個巖石單位廣泛使用(四川省地質(zhì)礦產(chǎn)局,1991)。峨眉山玄武巖的分布范圍通常被認為是一長軸近南北向的菱形(圖1),西南和西北邊均以大斷裂同三江構(gòu)造帶相連,西南為紅河斷裂;西北為小金河-龍門山大斷裂。峨眉山玄武巖面積為2.5×105km2,體積為0.3×106～0.6×106km3。峨眉山玄武巖的下伏巖石均為茅口組,上為上二疊統(tǒng)到上三疊統(tǒng)、侏羅系所覆蓋。上揚子區(qū)峨眉山玄武巖通常分成西、中、東三大巖區(qū)(張云湘等,1988)。自西到東玄武巖的厚度和巖石地球化學表現(xiàn)出有規(guī)律的變化(徐義剛等,2001),如在云南賓川上倉(西區(qū))玄武巖層厚達5000多米,而往東區(qū)貴州境內(nèi)玄武巖的厚度僅為幾十至幾百米。東區(qū)巖性較為單一,主要為高鈦玄武巖,而西區(qū)巖性較為復雜,下部為低鈦玄武巖,在巖層上部有高鈦玄武巖和中酸性巖漿。2到北剝蝕帶的分布峨眉山玄武巖下伏的茅口組在上揚子十分穩(wěn)定,巖石以淺色中厚層生物碎屑灰?guī)r為主,巖性單純,生物化石十分豐富。從巖性特征、生物類型及其組合分析,茅口期水體較淺,鹽度正常,而且地殼長期十分穩(wěn)定,為典型的碳酸鹽開闊臺地(滇黔川碳酸鹽臺地)(馮增昭等,1994;王立亭等,1994)。茅口組中竺蜓類化石十分豐富,開闊碳酸鹽臺地的竺蜓類不僅其演化速率較快,而且橫向上較為穩(wěn)定,是理想的生物地層對比化石。筆者運用貴州南部茅口組標準生物地層剖面對上揚子茅口組進行了生物地層對比和不整合研究,結(jié)果表明:茅口組存在明顯的地層剝蝕,而且在空間上具有明顯的變化規(guī)律。差異剝蝕程度呈圓環(huán)狀分布,自西到東、自南到北可分為深度剝蝕帶(內(nèi)帶)、部分剝蝕帶(中帶)、古風化殼或短暫沉積間斷帶(外帶)和連續(xù)沉積帶(圖1)。深度剝蝕帶(內(nèi)帶)包括在大理、米易一帶直徑為400km的圓形區(qū)域內(nèi),在內(nèi)帶茅口組地層大量缺失,殘留的地層厚度多為幾十米,局部茅口組全部缺失;古剝蝕面起伏巨大并常見殘留的灰?guī)r巖塊,古風化殼不發(fā)育,局部見底礫巖,在云南大理和四川會東的峨眉山玄武巖之下的底礫巖的礫石中產(chǎn)Yabeina-Neomisellina頂峰亞帶的標準化石Yabeina和Neomisellina;四川鹽源巴折一帶龍譚組礫巖中含Yabeina和Neomisellina(四川省地質(zhì)礦產(chǎn)局,1991);這從一個側(cè)面說明內(nèi)帶的茅口組是抬升剝蝕而不是沉積缺失。深度剝蝕帶在空間上對應的就是穹狀隆起的范圍(圖1),它同近南北向長條狀展布的川滇古陸和攀西裂谷的分布范圍不同,為直徑400km的圓形區(qū)域,北界為德昌、普格和巧家一線。部分剝蝕帶(中帶)包括云南東部(昆明、會東、巧家)和四川的西南部,總體表現(xiàn)為寬度為300km左右的圓弧形環(huán)帶(圖1),在中帶茅口組地層部分缺失;剝蝕面起伏不平;局部見底礫巖;偶見碳質(zhì)頁巖夾煤線的古風化殼。古風化殼或短暫沉積間斷帶(外帶)包括在成都、貴陽在內(nèi)的四川中部和貴州大部地區(qū),茅口組地層很少缺失;古剝蝕面平坦;無底礫巖;普遍發(fā)育一層含黃鐵礦、錳質(zhì)、煤線、硅質(zhì)的粘土巖的古風化殼,為一短暫的沉積間斷。連續(xù)沉積帶分布于上揚子東部邊緣(圖1中的邊緣帶)和下?lián)P子,如陜西漢中、鎮(zhèn)安,湖北房縣,江西修水、上高,湖南萊陽,廣西來賓,中晚二疊世為整合接觸(《中國地層典》編委會,2000)。因此從空間分布上分析上揚子茅口組的剝蝕為一典型的穹狀差異剝蝕,且剝蝕區(qū)范圍同峨眉山大火成巖省的空間分布基本一致。在抬升或剝蝕時間上,由于峨眉山玄武巖夾于茅口階和吳家坪階之間,而二者之間的古風化殼在上揚子是一次短暫的沉積間斷,因此茅口組的抬升剝蝕的時間很短。從茅口組灰?guī)r差異剝蝕和吳家坪組的地層制約可以推斷上揚子西緣峨眉山玄武巖噴發(fā)前地殼發(fā)生了快速抬升并形成穹狀隆起。3基性巖地層及斷裂帶傳統(tǒng)上人們一直認為峨眉山玄武巖下伏的巖石都是茅口組灰?guī)r,不存在碎屑巖沉積。通過大量區(qū)域地質(zhì)資料調(diào)研和野外實地地質(zhì)考察發(fā)現(xiàn),上揚子西緣峨眉山玄武巖之下零星分布一套粗碎屑巖系。在空間上這套粗碎屑巖系主要分布在兩條帶狀區(qū)域(圖1)。一是在四川西昌的布托、普格、會東和云南巧家一帶,發(fā)育一套厚度為幾十米至一百多米灰?guī)r質(zhì)礫巖、巨礫巖(圖1、2),這套礫巖分布在長400km,寬30～70km的弧形帶狀范圍內(nèi),圓弧的西北端為攀西裂谷的軸部西昌普格一帶,在普格西羅這套玄武質(zhì)礫巖的厚度為60m,礫石大小多為幾十厘米,這表明普格的西北部西昌地區(qū)原先也可能發(fā)育這套灰?guī)r質(zhì)礫巖,這從一個側(cè)面說明隆起的北緣在德昌、普格一線。在該帶的南端昆明西山地區(qū)灰?guī)r質(zhì)礫巖中礫石磨圓較好,分布較為局限。另一區(qū)域在四川鹽源、鹽邊和金礦地區(qū)一帶,玄武巖之下零星出露幾十至幾百米厚的碎屑巖組合,走向上延伸不遠,總體呈近南北向展布,其中以鹽源平川一帶最為典型(圖1)。鹽源平川一帶茅口灰?guī)r之上的碎屑巖研究歷史較長,1965年華北地質(zhì)科研所將這套巖系定為平川組,巖性以砂巖為主,次為礫巖,凝灰質(zhì)泥巖、泥灰?guī)r或泥質(zhì)灰?guī)r,地層中產(chǎn)Neoschwagerinasp.和Agathicerassp.,厚342.7m。1971年四川省地質(zhì)局在1:20萬鹽源幅中將其撤消,理由是該套巖層不具區(qū)域性意義,分布極不穩(wěn)定,為茅口組的局部相變而已。1988年四川西昌地質(zhì)大隊在1∶5萬平川幅對這套巖層進行了較詳細的研究,重新采用了“平川組”。這套碎屑巖雖然出露零星,但具有重要的地質(zhì)構(gòu)造意義。除上述兩條帶狀區(qū)域外,在上揚子西緣峨眉山玄武巖和茅口組灰?guī)r之間的古風化剝蝕面零星發(fā)育一些殘積相的碎屑巖或底礫巖,在云南賓川為灰?guī)r質(zhì)底礫巖,在川西南殘積相的碎屑巖以砂質(zhì)和泥屑沉積物為代表。碎屑巖的空間分布與玄武巖噴發(fā)前的穹狀隆起的關(guān)系極為密切,兩條帶狀粗碎屑巖主要分布穹狀隆起的邊緣帶,在隆起西緣鹽源平川一帶,為一巖性以礫巖、砂巖為主的低位水下扇;在隆起的東北緣普格、巧家、武定一帶峨眉山玄武巖之下發(fā)育一層礫石,主要為茅口組灰?guī)r的灰?guī)r質(zhì)礫巖,在穹狀隆起的中心和中帶局部地點見有以礫巖、砂質(zhì)和泥屑沉積物為代表的底礫巖。碎屑巖的空間分布受斷裂構(gòu)造控制,鹽源平川低位水下扇分布于菁河斷裂西側(cè),茅口末期,菁河斷裂發(fā)生同生正斷層作用,西側(cè)產(chǎn)出一套以碎屑流為主、伴有濁流的斜坡相的碳酸鹽重力流(陳智梁和陳世瑜,1987)。穹狀隆起東北緣普格、巧家、武定一帶的灰?guī)r質(zhì)礫巖受北西向西昌-巧家斷裂和近南北向小江斷裂控制。4巖屑巖的沉積特征和沉積環(huán)境4.1礦石及沉積環(huán)境鹽源平川一帶峨眉山玄武巖之下的碎屑巖經(jīng)過30多年的反復研究,現(xiàn)定為平川組,其層位位于茅口組之上,巖性特征(圖3)為:底部為灰色薄層狀泥巖夾石英砂巖,含生物碎屑及炭質(zhì)條帶、斑塊,局部含磷,產(chǎn)菊石:Agathicerassp.、A.suesi、Altudocerassp.,海百合:Cyclocyclicussp.。下部灰色厚層狀礫巖、含礫粗粒石英雜砂巖、中細粒巖屑石英雜砂巖,夾泥質(zhì)粉砂巖、泥灰?guī)r。含苔蘚蟲、珊瑚、腕足、海百合、有孔蟲等生物碎屑。產(chǎn)竺蜓:Schwagerinasp.、Parafusulinasp.,腕足類:Striochonetessp.,菊石類:Agathicerassp.,海百合:CyclopentagonalisquinguelobosMuetLiu。中部灰綠色玄武質(zhì)火山角礫巖,蝕變橄斑玄武巖及玄武質(zhì)沉凝灰?guī)r夾少量巖屑砂巖。上部灰黑色簿層—中厚層狀泥質(zhì)復成分礫巖、巖屑砂巖、細粒長石砂巖及含云粉砂質(zhì)泥巖?？偤?42.7m。在剖面線附近,尚采得竺蜓:Wutuellasp.、Alitudocerascf.zitteli、Pauaciboltescf.costatus等化石。平川組的巖性、厚度變化較大。在平川礦山梁子一帶為灰色凝灰質(zhì)泥巖,泥質(zhì)粉砂巖夾少量砂巖。砂巖中產(chǎn)竺蜓:Nankinellasp.、Neoschwagerinasp.,菊石類:Atathicerassp.、Dictyolostussp.、Artiinskiasp.,厚137.3m。在局部地段平川組頂部為灰色灰?guī)r角礫巖夾凝灰?guī)r。平川組在平面形態(tài)上呈扇形,在剖面形態(tài)上呈楔形,巖性和厚度在空間上變化大,其基本層序為礫巖—粗砂巖—中細砂巖—泥巖(圖3),巖石的沉積構(gòu)造上礫巖和砂巖的層理不發(fā)育,多為塊狀構(gòu)造,常見沖刷構(gòu)造及印模構(gòu)造,砂巖組成中除石英外,其他巖屑均為灰?guī)r碎屑和生物碎屑,沒有長石碎屑。平川組所產(chǎn)化石都來自砂巖和礫巖中的碎屑,而且層位越高化石年代越老,在平川組砂巖中多處見有棲霞組的化石Nankinellasp.,很顯然這些化石為再沉積化石,它們是隆起區(qū)茅口組和棲霞組中的化石經(jīng)剝蝕搬運后再沉積的。另外平川組的砂巖中還可見陸源碎屑炭質(zhì)條帶和斑塊。這些表明平川組的物源來自東部隆起區(qū)。根據(jù)上述特征,我們認為平川組的沉積環(huán)境是低位扇。低位扇是層序地層學中的一個術(shù)語,為低水位沉積體系,代表海平面迅速下降時期的沉積特征。在沉積特征和沉積環(huán)境上相當于水下扇。茅口晚期地殼抬升,米易—大理一帶隆升為古陸遭受剝蝕,而上揚子西部邊緣仍為邊緣海環(huán)境,如鹽源—冕寧一帶發(fā)育斜坡相的碳酸鹽重力流沉積,在茅口組之上峨眉山玄武巖之下普遍見有一層礫屑灰?guī)r(陳智梁和陳世瑜,1987)。4.2巖石膠結(jié)和沉積相在四川西昌的普格、布托和云南巧家、魯?shù)?、會東、昆明一帶,峨眉山玄武巖之下發(fā)育一套灰?guī)r質(zhì)礫巖、巨礫巖(圖2)。礫巖層厚為60～120m,分布較為穩(wěn)定,礫巖中礫石的成分主要為茅口組灰?guī)r,次有玄武巖、燧石和凝灰?guī)r。礫巖中礫石的含量為30%～70%。礫石大小主要為30～50cm和3～5cm兩個級別,大者多為灰?guī)r,最大可達1m左右。剖面上由下到上礫石的礫徑逐漸減小,玄武巖礫石逐漸增多?？臻g上自西到東礫石的礫徑逐漸減小。礫巖分選差,大小混雜,以次棱角狀為主。礫巖以玄武質(zhì)膠結(jié)為主,次為凝灰質(zhì)和鈣質(zhì)膠結(jié),膠結(jié)類型為基底和孔隙式?；?guī)r礫石中含豐富的生物化石,如竺蜓類Neomisellinasp.、Yabeinasp.、Neoschwagerinasp.、Chusenellasp.、Kahlarinasp.、Paraschwagerinasp.及腕足類Spinomarginiferasp.,它們大多數(shù)是茅口組頂部的標準化石。局部地區(qū)底部有一層10m以內(nèi)的底礫巖或碎屑巖(含植物化石碎片或煤線),礫巖層上部偶見一層厚10m左右的沉凝灰?guī)r、凝灰質(zhì)砂巖,頂部為薄層狀碳質(zhì)、凝灰質(zhì)泥巖,發(fā)育微紋波狀、水平層理。含植物化石:Cladophlebispermicaleeetwang;Ullmanniacf.bronniigroepp,Pterophyllumsp.。根據(jù)沉積學理論,礫石扇的形成往往需要一個地形上的斜坡,在構(gòu)造上往往同正斷裂構(gòu)造相伴生。普格—巧家礫石(沖積)扇受小江斷裂和西昌-巧家斷裂控制,其發(fā)育于小江斷裂的東側(cè)和西昌-巧家斷裂東北側(cè),這暗示著這兩條斷裂在茅口晚期就已活動,為同隆起斷裂。在茅口組灰?guī)r等值線圖中可以看出小江斷裂或礫石扇的西側(cè)茅口組的厚度為幾十米,而小江斷裂東側(cè)茅口組的厚度為300～500m(圖1)。普格—巧家礫石(沖積)扇帶的寬度為30～70km,這說明小江斷裂東西兩側(cè)的差異升降巨大。普格—巧家礫石(沖積)扇同一般沖積扇結(jié)構(gòu)不同,普格—巧家礫石(沖積)扇在剖面上呈席狀體,玄武質(zhì)礫巖層厚度變化不大,巖相分帶也不明顯,細碎屑巖不發(fā)育,主要為玄武巖膠結(jié)。這些特征表明普格—巧家礫石(沖積)扇的形成時間非常迅速。4.3復雜巖石的組成在昆明西山地區(qū)及東北地區(qū)茅口組之上玄武巖之下出露一套厚60m左右的灰?guī)r質(zhì)礫巖,礫石成分為茅口組灰?guī)r,含竺蜓Chusenellasp.和Squamulariasp.。礫石大小一般為1～5cm,在西山剖面礫石大小一般為10～15cm,礫石的磨圓度較好,為次圓形或卵形。礫石具有一定的定向排列。這套巖石一直被認為是火山角礫巖或集塊巖,但礫石成分中幾乎全是石灰?guī)r,而且礫石的磨圓度較好。礫石的含量為70%～20%,膠結(jié)物為玄武巖或火山角礫巖。因此應為灰?guī)r質(zhì)礫巖,磨圓度較好的礫石多出現(xiàn)在河谷和近岸海灘環(huán)境,由于這套磨圓度較好的灰?guī)r質(zhì)礫巖分布局限及昆明西山地區(qū)茅口組灰?guī)r之上的古剝蝕面上大量植物化石,我們推測其是古河道的產(chǎn)物。4.4早期生物特征在上揚子西緣局部地方如云南賓川、會東壩口和西昌普格等地,峨眉山玄武巖之下茅口組之上零星可見一層厚幾米至十幾米殘積相碎屑巖或底礫巖。在賓川白土坡,峨眉山玄武巖下伏底礫巖厚約7m,礫石成分為淺灰色、灰白色、深灰色等多種灰?guī)r,磨圓度多呈次棱角狀—次圓狀,礫徑大小為0.5～20cm,礫巖為玄武質(zhì)膠結(jié)?；?guī)r礫石中富含竺蜓、珊瑚、苔蘚蟲等化石,經(jīng)鑒定皆為茅口晚期生物,竺蜓類有Yabeinainouyei、Neoschwagerinahaydani.N.craticufera、Verbeekinasp.等。在會東壩口玄武巖之下見有6m厚的底礫巖,礫石大小為0.5～2.0cm,礫巖的膠結(jié)物為凝灰質(zhì),礫石也為生物碎屑灰?guī)r,其中產(chǎn)竺蜓:NeomisellinasichuanensisYang、Chusella,sp.Neomisellinasp.。四川普格局部茅口灰?guī)r之上見有厚4.5m的碎屑巖,巖性為礫巖、鈣質(zhì)粉砂巖、粘土巖夾碳質(zhì)頁巖或煤線,含植物化石:Pecopterissp.、Calamaitessp.、Lepidodendronoculus-felis(Abbado)、Pterophyllumsp.、在云南昆明西山一帶峨眉山玄武巖底部中基性凝灰?guī)r中采得大量瓣鰓類、腕足類、苔蘚蟲、菊石等動物化石和植物化石。植物化石有:PsaroninsyunnanensisYang、Pecopterissp.、Taeniopterissp.、Stigmariasp.。這些古剝蝕面的殘積物,大量的動物化石,特別是植物化石和煤線表明地表抬升和剝蝕作用的存在。5上推動子區(qū)西緣地殼結(jié)構(gòu)的改變峨嵋山玄武巖噴發(fā)前,上揚子區(qū)的巖相古地理為南北分帶,自南到北依次為滇黔開闊臺地、川鄂局限臺地和南秦嶺盆地(圖4)。在峨眉山大火成巖省棲霞組、茅口組等厚圖也明顯反映出南北分帶的特點(馮增昭等,1994)。玄武巖噴發(fā)以后,巖相古地理發(fā)生突變。首先在剖面上上揚子區(qū)西緣由典型的碳酸鹽臺地轉(zhuǎn)變?yōu)殛懴嗨樾紟r沉積,其次在平面上巖相古地理由南北分帶變?yōu)闁|西分帶,上揚子區(qū)自西南到東北依次為剝蝕區(qū)(川滇古陸)、沖積平原、碎屑巖臺地和碳酸鹽臺地(圖4)(馮增昭等,1994;王立亭等,1994)。貴州省茅口組研究較為細致,茅口灰?guī)r分為三段,上段頂部常為灰黑色含碳泥質(zhì)灰?guī)r間夾頁巖,在貴州西部上段常為灰黑色含碳泥質(zhì)灰?guī)r及簿層硅質(zhì)巖間夾頁巖(貴州省地質(zhì)礦產(chǎn)局,1987),這反映了水體變淺及西部的抬升,在威寧羊街、火寶箐等地還夾少量石英砂巖及煤透鏡體更是證明這一點。上揚子西部邊緣帶由于地殼差異抬升形成了茅口組上部和三道橋組碳酸鹽重力流沉積—礫屑灰?guī)r(陳智梁和陳世瑜,1987)。這些特征充分說明了上揚子西緣在茅口晚期發(fā)生了地殼快速抬升。峨眉山玄武巖形成后,上揚子西緣的穹狀隆升一直持續(xù)到晚三疊世。此后的印支運動使上揚子區(qū)西緣發(fā)生了重大變革。6討論6.1礫巖非火山成因峨眉山玄武巖下伏的這套礫巖過去普遍被作為火山角礫巖,但礫石組成、含量、磨圓、膠結(jié)物等分析其應屬于非火山成因。角礫巖中的礫石主要為茅口組灰?guī)r,礫石含量為50%～70%,磨圓度見有次圓狀—滾圓狀,膠結(jié)物除玄武巖外,局部還有鈣質(zhì)和凝灰質(zhì)。這些特征充分說明礫巖非火山成因。礫巖由玄武質(zhì)膠結(jié)也不可能是沉積成因,那它們是如何形成的呢?我們認為其形成分二個階段,首先在地表巨大的差異抬升下,小江斷裂和西昌-巧家斷裂發(fā)生正斷作用,形成礫石扇,然后很快發(fā)生玄武質(zhì)火山噴發(fā),將茅口組灰?guī)r的礫石膠結(jié)。先期形成的礫石扇沒有膠結(jié)有二個原因:一是晚二疊世赤道附近灰?guī)r地區(qū)主要為化學溶蝕作用,缺乏細碎屑;二是地表差異抬升到玄武巖噴發(fā)間隔的時間很短,礫石扇還沒有發(fā)生成巖作用。由于灰?guī)r質(zhì)礫巖之下常見一層玄武巖,礫巖中見有玄武巖礫石,這些均表明礫石扇形成前已有玄武巖的噴發(fā)。6.2德國海的礫石扇在空間分布上,碎屑巖主要發(fā)育于穹狀隆起的邊緣帶,尤其是西昌普格一帶的灰?guī)r質(zhì)礫巖的厘定進一步確定了穹狀隆起東北緣邊界,云南大理一帶古喀斯特地貌的發(fā)現(xiàn)表明該區(qū)的抬升剝蝕。在時間上,碎屑巖的形成晚于茅口組而早于峨眉山玄武巖,因此碎屑巖為穹狀隆起同構(gòu)造的產(chǎn)物。隆起東北緣普格-巧家一帶礫石扇在剖面上呈席狀、礫巖由玄武巖膠結(jié)表明地殼發(fā)生了快速差異抬升,底礫巖中礫石磨圓一般也說明抬升剝蝕的時間較為短暫。從礫石扇帶的發(fā)育寬度推算的地殼差異抬升的高度至少為700m,加上隆起中心茅口組的剝蝕厚度為300m左右,因此地殼抬升的高度在1000m左右。在茅口晚期同生斷裂活動加劇,西緣的菁河斷裂、東緣的小江斷裂和北緣的西昌-巧家斷裂既控制了碎屑巖的沉積,又有早期玄武巖的噴發(fā)。在茅口組厚度等值線圖中(圖1)可以看出茅口組厚度在穹狀隆起東緣有一個突變帶,該突變帶與小江斷裂帶的位置基本一致,另外礫石扇的空間分布和其下的玄武巖充分說明小江斷裂是同隆起斷裂。隆起西緣平川低位扇的形成代表海平面迅速下降時期的沉積特征,海平面的迅速下降是由于東部地幔柱迅速上升引起的。因此茅口組之上峨眉山玄武巖之下的碎屑巖的厘定表明在峨眉山玄武巖噴發(fā)前地殼發(fā)生了快速差異抬升,這為峨眉山大火成巖省地幔柱作用的形成機制和空間展布提供了進一步佐證。6.3平等組巖石學和巖屑古元巖平川組之下的茅口組地層發(fā)育完整,厚度為348m。晚二疊世茅口期,上揚子區(qū)西緣為典型的碳酸鹽臺地,不存在粗碎屑巖沉積環(huán)境。平川組在形態(tài)上呈扇形,砂巖的層理不發(fā)育,多為塊狀構(gòu)造,常見沖刷構(gòu)造,平川組中所產(chǎn)化石都來自砂巖中的石灰?guī)r巖屑,而且層位越高所產(chǎn)化石年代越老,在平川組砂巖中多處見有棲霞組的標準化石Nankinellasp.。砂巖的分選磨圓差,但成熟度高,在石英雜砂巖、巖屑砂巖等碎屑巖中均沒有找到長石碎屑,巖屑幾乎全是灰?guī)r和生物碎屑。礫屑灰?guī)r實際上是異地灰?guī)r碎屑經(jīng)過搬運再沉積的礫巖。另外砂巖中還可見陸源碎屑炭質(zhì)條帶和斑塊。這些表明平川組的物源來自東部隆起區(qū)。缺乏長石碎屑暗示當時隆起區(qū)還沒有剝蝕到基底的巖石。因此平川低位扇不是茅口灰?guī)r的局部相變,而是茅口組形成后在差異地表抬升下隆起西部邊緣快速堆積的低位水下扇。6.4川渝古陸的形成機制中二疊世茅口期,上揚子區(qū)西緣為典型的碳酸鹽臺地(滇黔桂川碳酸鹽臺地),此時上揚子區(qū)不存在川滇古陸(馮增昭等,1994;王立亭等,1994)。到晚二疊世上揚子巖相古地理發(fā)生突變,自西到東依次是剝蝕區(qū)、陸相碎屑巖、濱淺海碎屑巖和碳酸鹽臺地,茅口組灰?guī)r的差異剝蝕和其上的古剝蝕面特征表明川滇古陸的形成時間為中二疊世晚期。川滇古陸的形成機制是:①峨眉山地幔柱上升造成的地殼抬升(何斌等,2003)。據(jù)茅口組的剝蝕特征和礫石扇高度推測地幔柱上升造成的地殼差異抬升的高度為1000m(Heetal.,2003)。②峨眉山玄武巖的堆積。在中西區(qū)殘留峨眉山玄武巖的厚度一般在1000m以上,米易龍帚山殘留峨眉山玄武巖厚度最大為2746m。上揚子晚二疊世的碎屑巖的物源均來自峨眉山玄武巖,根據(jù)東區(qū)晚二疊世碎屑巖的體積推算玄武巖的平均剝蝕厚度至少為1000m左右。③大規(guī)模巖漿底侵作用。地幔熱柱物質(zhì)在巖石圈和