滇西北维西地区基础地质调研的新认识

姚雪YAO Xue；刘艳伟LIU Yan-wei；严城民YAN Cheng-min

（①昆明理工大学，昆明 650093；②云南省国土资源职业学院，昆明 650000；③云南省地矿局区域地质矿产调查大队，玉溪 653100）

（①Kunming University of Science and Technology，Kunming 650093，China；②Yunnan Land and Resources Vocational College，Kunming 650000，China；③Yunnan Geology and Mineral Resources Bureau Regional Geological and Mineral Investigation Brigade，Yuxi 653100，China）

0 引言

滇西北维西地区位于云南“三江”造山带北段（图1），金沙江西侧为拜惹布错-若拉岗日-金沙江结合带[1]，空格拉-温泉-澜沧江结合带[1]沿澜沧江展布。该区沉积类型多样，岩浆活动频繁，变质作用广泛，构造变形强烈。在1：20万区域地质调查（1982～1985）之后，石鼓群仍需进一步划分，吉岔超镁铁-镁铁岩带需要进行解体，鲁甸花岗岩未建立岩石谱系单位，构造变形序列尚未建立。经1：25 万区域地质调查（1996～2001），基本解决上述存在问题。

1 石鼓群的进一步划分

石鼓群是中甸地块时代最老的地层（图1）。对石鼓群的研究，有助于查明中甸地块的物质组成、结构构造、形成与演化历史。

在前人研究中，石鼓群被划分为羊坡组、陇巴组、塔城组，时代推测为早寒武世①或震旦纪[2]。经研究，石鼓群被划分为2 个岩群、4 个岩组。

1.1 石鼓岩群(Pt1S.) 石鼓岩群(Pt1S.)自上而下划分为露西岩组(Pt1lx.)、羊坡岩组(Pt1y.)。露西岩组(Pt1lx.)为新建构造地层单位②，岩石组合为二云石英片岩、二云斜长石英岩及少量黑云变粒岩、绿泥钠长片岩。

图1 云南省维西地区地质略图

羊坡岩组(Pt1y.)属缩小原意，是原划分羊坡组中以片麻岩、变粒岩为主的部分。岩石组合为黑云斜长片麻岩、斜长二云石英片岩及少量黑云(斜长)变粒岩、斜长角闪岩、角闪变粒岩。变质原岩的成分成熟度、结构成熟度明显低于露西岩组(Pt1lx.)。

在丽江县黎明乡，羊坡岩组(Pt1y.)的斜长角闪岩中获1 369.8～1 343.8Ma 的Sm－Nd 等时年龄②，属中元古代。此数据可能为变质年龄，原岩可能生成于古元古代。

石鼓岩群(Pt1S.)为一套中深变质岩系，变质作用类型为区域动力热流变质，变质作用强度可划分为铁铝榴石带、十字石-蓝晶石带及硅线石带。前者大致相当于高绿片岩相，后两者为低角闪岩相。

石鼓岩群(Pt1S.)中常见片理、片麻理、粘滞型石香肠及肠状褶皱，属中深构造相，为吕梁变形旋回产物，形成于前造山阶段。

1.2 巨甸岩群(Pt3J.) 巨甸岩群(Pt3J.)自上而下划分为塔城岩组(Pt3t.)、陇巴岩组(Pt3l.)，可能为新元古代产物。

塔城岩组(Pt3t.)以灰绿色、含较多变质中基性火山岩为特征。岩石组合为浅灰-灰绿色(含绿泥)绢(白)云石英千枚岩、钠长(绿泥)绢云千枚岩、灰色绢云(石英)千枚岩及少量变质长石石英砂岩、绢云千枚岩、钠长绿泥片岩。

陇巴岩组(Pt3l.)以岩石颜色较深、普遍含炭质为特征。岩石组合为灰-深灰色(含钠长)二云千枚岩、含黑云绢(白)云千枚岩、绢云(石英)千枚岩、变质石英粉砂岩及少量含硅泥质板岩。

巨甸岩群(Pt3J.)为一套中浅变质岩系，变质矿物为绢云母、白云母、绿泥石、黑云母(雏晶状)、阳起石及钠长石。常见矿物共生组合为：绢(白)云母+黑云母(雏晶状)+石英，绢云母+绿泥石+钠长石+石英，阳起石+绿帘石+钠长石+石英。岩石的变质程度不超过低绿片岩相。

巨甸岩群(Pt3J.)为含火山岩的陆源碎屑岩建造，变质岩呈条带状展布，变质作用为单相变质，变质作用强度不超过低绿片岩相。这些特征，反映出区域低温动力变质特点。

巨甸岩群(Pt3J.)中常见顺层掩卧褶皱、顺层流劈理及顺层韧性剪切带，由伸展机制形成，属中浅构造相，为华力西变形旋回产物，形成于主造山阶段。

2 吉岔超镁铁-镁铁岩带的解体

吉岔超镁铁-镁铁岩带位于空格拉-温泉-澜沧江结合带[1]，在维西县吉岔乡呈近南北向带状沿澜沧江分布（图1）。查明该岩带的岩石特征、成因类型、形成背景及岩浆活动时期，对确定空格拉-温泉-澜沧江结合带[1]在滇西北地区的位置与特征有较大帮助。

吉岔超镁铁-镁铁岩带的成因类型，至今还存在着明显的分歧。张旗等（1992）[3]认为该岩带与阿拉斯加型岩体相类似。莫宣学等（1993）[4]将该岩带称之为白济汛堆晶岩，可当成澜沧江洋壳的零星残片看待。

经研究，吉岔超镁铁-镁铁岩带可划分为2 个岩带。二者的岩体特征、接触关系、岩石组合、变形变质及成因类型方面有明显差别。

2.1 吉岔超镁铁-镁铁-斜长花岗岩带 岩体呈大小不等的构造岩片状产出，大者为2 500m×400m，小者仅数十平方米。岩体与围岩均呈断层接触，围岩中未见热变质现象。部分岩体被花开左组（J2h）呈角度不整合覆盖。

在镁铁岩中，辉长岩与闪长岩呈数厘米厚的似层状平行交替产出，显示层状堆晶结构，反映了在岩浆演化过程中有明显的深部分异作用。

吉岔超镁铁-镁铁-斜长花岗岩带主要由纯橄岩、单辉橄榄岩、斜辉橄榄岩、橄榄单辉岩、单辉岩、辉长岩、角闪辉长岩组成，有少量角闪辉绿岩、闪长岩、斜长花岗岩。

岩石具不同程度的碎裂岩化、千糜岩化、糜棱岩化，蛇纹石化、透闪石化、钠黝帘石化、次闪石化现象明显。

斜长花岗岩是1：25 万区域地质调查中新发现的岩石种类。岩石主要由斜长石（60%～70%）、石英（25%～29%）组成。斜长石呈半自形板条状，An＝28～30。经X 射线粉晶衍射，斜长石的有序度较高（0.95～0.97），反映了斜长花岗岩很可能由超镁铁、镁铁岩浆结晶分异形成。

超镁铁岩(纯橄榄岩、单辉橄榄岩、斜辉橄榄岩及单辉岩)→辉长岩→闪长岩→斜长花岗岩，MgO、FeO*含量逐渐变小，K2O、Na2O 含量逐渐增大，∑REE、∑Ce/∑Y 逐渐增大，δEu 逐渐减小，不相容元素(Sr、Th、Nb、Ta、Hf)含量总体上逐渐增大。中国科学院地球化学研究所（1998）[5]认为，此种岩石地球化学特征的变化，很可能由同源岩浆分异形成。李昌年（1992）[6]认为：这种现象是同源岩浆强烈分异的反映。

在Al2O3－MgO－CaO 图解、FeO*－MgO－(Na2O+K2O)图解中，岩石的投影点沿斯科加尔德趋势线分布，反映了这些岩石由同源岩浆分异形成。经非活动性元素图解判别，闪长岩、斜长花岗岩的投影点落入火山弧花岗岩区，反映了闪长岩、斜长花岗岩很可能形成于板块消减过程中的火山弧环境。

综上所述：吉岔超镁铁-镁铁-斜长花岗岩带与科迪勒拉型蛇绿岩[7]较为相似，岩浆活动时期可能属晚二叠世末期。

2.2 维登镁铁岩带 岩体呈岩株、岩墙、岩枝状产出，与相邻地层多呈侵入接触。侵入的最高层位为中侏罗统花开左组(J2h)。在规模较大的岩体中，可划分出中心相(主)、过渡相(次)及边缘相(次)，就地分异现象明显。

中心相以更长辉长岩为主，过渡相由钠长辉长岩组成，边缘相可出现钠长岩、石英钠长岩及少量斜(钠)长岩。在中心相，可见超基性岩呈数厘米至数十厘米的包体状产出。

岩石具中细粒半自形粒状结构、块状构造，无明显变形变质现象。

本带岩石属钙碱性岩系(δ＝0.03～0.16)，为铁质基性岩(m/f＝0.96～1.44)。与吉岔超镁铁-镁铁-斜长花岗岩带的同类岩石相较，本带辉长岩具低镁、高铝、富钠、多钾特征。

综上所述：维登镁铁岩属沿断裂带侵入的镁铁岩体，岩浆活动时期不早于晚白垩世。

3 鲁甸花岗岩的岩石谱系单位

鲁甸花岗岩位于吉岔超镁铁-镁铁岩带之东，崔依比岛弧火山岩带之西，是拜惹布错-若拉岗日-金沙江结合带[1]的重要成员之一。

云南省地质局区域地质调查大队（1984、1985）①对该花岗岩进行了相带划分，成因类型划属S 型花岗岩，岩浆活动时期为晚三叠世卡尼期-诺利期。云南省地矿局第三地质大队（1995）③、中国地质大学（2000）④分别在花岗岩带南部、北部进行研究，为建立鲁甸花岗岩的岩石谱系单位奠定了基础。

经研究，鲁甸花岗岩可划分为2 个超单元、5 个单元[8]。

3.1 拉美荣超单元(T1-2LM) 拉美荣超单元(T1-2LM)由老到新划分为窝窝底单元（TWδο）、格庄单元（TGγο）、五点石单元（TWdγδ）（表1）。单元间呈涌动-脉动接触。

表1 拉美荣超单元(T1-2LM)特征

在判别花岗岩板块构造环境的R1－R2中，多数投影点落入板块碰撞前消减地区。稀土元素分配型式为轻稀土富集型，多数样品铕亏损不明显。经非活动性元素图解判别，大多数投影点落入火山弧花岗岩区。这些资料表明：拉美荣超单元(T1-2LM)很可能形成于板块消减过程中的火山弧环境，是拜惹布错－若拉岗日－金沙江结合带[1]俯冲消减的产物。

岩石中富含同生包体，独居石、石榴石、堇青石含量较低。在判别花岗岩成因类型的ACF 图解中，大多数投影点落入I 型花岗岩区。δ18O 含量属于或接近正常δ18O 花岗岩。结合侵入体产状、岩石特征分析：拉美荣超单元(T1-2LM)的成因类型相似于华南地区的壳慢同熔型或查佩尔、怀特(1974)所划分的I 型花岗岩。

综合分析侵入体与围岩的接触关系、同位素测年值、岩浆作用的构造背景，岩浆活动时期很可能属早-中三叠世。

3.2 打米杵超单元(T3DM) 打米杵超单元(T3DM)由老到新可划分为阿竹生单元（T3Aηγ）、哇甫莫单元（T3Wpηγ）（表2）。两单元间呈脉动接触。

表2 打米杵超单元(T3DM)特征

在判别花岗岩板块构造环境的R1－R2图解中，大多数投影点落入或接近同碰撞区。稀土元素分配型式为轻稀土富集型，具不同程度的负铕异常。在非活动性元素图解判别中，投影点落入或接近同碰撞花岗岩区。这些资料表明，打米杵超单元(T3DM) 可能形成于同碰撞环境，是拜惹布错－若拉岗日-金沙江结合带[1]碰撞造山的物质记录。

两单元均属高锶花岗岩（表2）。在判别花岗岩成因类型的ACF 图解中，投影点大多落入S 型花岗岩区。结合侵入体产状、岩石特征分析，打米杵超单元(T3DM)的成因类型与华南地区的陆壳改造或查佩尔、怀特(1974)所划分的S 型花岗岩相当。

据1∶20 万中甸幅区域地质调查资料，阿竹生单元的中细粒黑云(角闪)二长花岗岩中曾获222Ma 的U－Pb 法同位素测年值，结合超单元与围岩的接触关系资料分析，岩浆活动时期属晚三叠世。

4 构造变形序列的建立

维西地区构造变形划分为3 个造山阶段、4 期变形旋回、6 个构造群落(表3)[9]。

吕梁期构造变形仅见于石鼓岩群(Pt1S.)中。华力西期构造变形分布稍广，二叠系及其更老的地层中均有发现。印支期构造变形是维西地区规模最大、影响最为强烈的构造运动，中三叠统及其下伏地层均已明显打下该期构造变形的烙印。除始-渐新统及其上覆地层外，本区地层均已卷入喜马拉雅早期构造变形。喜马拉雅中期构造形迹呈近南北向带状产出。卷入变形的最新地层为始-渐新统。除第四系外，本区全部地层都已卷入喜马拉雅晚期变形。

前造山、主造山、后造山阶段，较完整地反映了金沙江、澜沧江洋盆的形成前、演化期及消亡后的构造运动和构造变形情况。在构造演化中，具有由中深构造相-中浅构造相-浅表构造相－表部构造相演化的趋势。

表3 霞若地区构造变形序列特征

本文为1∶25 万中甸幅区域地质调查的部分成果。在工作过程中承蒙王义昭教授级高级工程师、李兴振研究员进行指导，王辉、邓仁宏、赵云江、夏贵光等同志参加了野外工作，在成文中承蒙张新元教授指导，借此机会一并致谢！

注释：

①云南地质局区域地质调查大队.1∶20 万维西幅区域地质报告（1984）、1∶20 万中甸幅区域地质报告（1985）.

②云南省地矿局区域地质矿产调查大队，2002.1∶25 万中甸县幅区域地质调查报告.

③云南省地矿局第三地质大队，1995.1∶5 万拖枝幅地质图说明书.

④中国地质大学（武汉），2000.1∶5 万霞若幅地质图说明书.

[1]程裕淇主编.中国区域地质概论[M].北京：地质出版社，1994：277－291.

[2]云南省地质矿产局.云南省岩石地层[M].武汉：中国地质大学出版社，1996：42－46.

[3]张旗，张魁武，李达周.横断山区镁铁－超镁铁岩[M].北京：科学出版社，1992：131－162.

[4]莫宣学，路凤香，沈上越等.三江特提斯火山作用与成矿[M].北京：地质出版社，1993：105－113.

[5]中国科学院地球化学研究所.高等地球化学[M].北京：科学出版社，1998：284－292.

[6]李昌年.火成岩微量元素岩石学[M].武汉：中国地质大学出版社，1992：2－7，74－90.

[7]张旗.蛇绿岩的分类[J].地质科学，1990(1)：54－60.

[8]严城民，邓仁宏，王辉.滇西北鲁甸花岗岩新认识[J].云南地质，2002，21(4)：365－377.

[9]严城民，邓仁宏.霞若地区构造变形序列[J].云南地质，2003，22(2)：152－159.