雪峰山黔陽地區基性巖鋯石SHRIMP U-Pb年齡及意義

王艷楠, 張 進, 陳必河, 王宗秀, 張義平

(1.中國地震局 地質研究所, 北京 100029; 2.中國地質科學院 地質研究所, 北京 100037; 3.湖南省地質調查院, 湖南 長沙 410016; 4.中國地質科學院 地質力學研究所, 北京 100081)

0 引 言

自從上世紀后期許靖華等學者對華南地區的大地構造演化提出不同認識后(Hsu et al., 1990), 掀起了有關華南地質以及其與 Rodinia超大陸形成與裂解關系的諸多爭論(陳海泓等, 1993; 高林志等, 2010,2011; 馬文璞等, 1993; 馬瑞士, 2006; 丘元禧等,1999; 王孝磊等, 2003; 王劍, 2000; 周金城等, 2003;Li et al., 1995, 1999, 2002a, 2002b, 2003a, 2003b,2009; Li, 1999; Li and McCulloch, 1996; Wang et al.,2006, 2008; Wang and Li, 2003; Wang et al., 2007;Zhao et al., 2011; 張菲菲等, 2011)。經過多年研究和討論, 目前有關華南三疊紀的屬性已經基本獲得共識, 認為華南晚三疊世的強烈變形屬于陸內變形(Wang et al., 2005)。然而有關“江南古陸”(最近稱之為“江南造山帶”)所在構造單元中生代之前的構造屬性仍然存在不同意見。雪峰山發育了一系列的800~825 Ma左右的基性-超基性巖和花崗巖, 一些學者根據這些巖石的地球化學特征認為雪峰山所在的“江南古陸”屬于當時 Rodinia超大陸開始裂解的區域之一(Li et al., 1999); 然而不同的意見認為該時期(~825 Ma)揚子周緣存在著溝弧盆系統(Zhou et al.,2009; Wang et al., 2006)。目前多認為Rodinia超大陸的形成階段為1.1~1.0 Ga(Li et al., 2008), 但隨著在雪峰山地區板溪群及其下伏地層(如冷家溪群、雙橋山群)中斑脫巖的發現及其年齡測定, 表明前期認為屬于格林威爾造山期的四堡運動(Li et al., 2009)實際發生在800 Ma前左右, 比格林威爾造山晚了很多(高林志等, 2009, 2010, 2011; Zhou et al., 2009)。

雖然近年來在雪峰山及其鄰近地區開展了很多基性-超基性巖石的測年工作(Wang et al., 2008;Wang et al., 2007; Li et al., 1999; 王劍等, 2000, 2003;Zhou et al., 2009; Zhao et al., 2011; Zhou et al., 2007;周繼彬等, 2007; 葛文春等, 2001; 張春紅等, 2009;

鄭基儉等, 2001)(圖1), 但還存在一定爭論: 一方面,不同學者在相同地區或巖帶獲得的數據有時差別很大, 如黔陽地區基性-超基性巖的年齡就有855 Ma、830 Ma、747 Ma、以及712 Ma等數據(圖 1a)。除了測試方法外, 是否還存在別的因素或解釋？而且是否還存在其他不同時代的基性-超基性巖體？另一方面由于露頭有限, 對揚子基底的認識還有差異。筆者以及前人的資料表明雪峰山受到后期構造-熱事件的重要影響, 揚子板塊的東南緣的基底性質可能已經發生了重要變化(戴傳固等, 2010; 張進等,2010a, 2010b; Wang et al., 2005; Li and Li, 2007), 這些熱事件是否體現在雪峰山的基性-超基性巖中？為此, 筆者針對雪峰山中部黔陽(安江)地區出露的基性-超基性巖進行了鋯石SHRIMP U-Pb年代學測定(采樣位置見圖 1b), 并結合前人的研究, 分析其構造意義。

圖1 雪峰山基性巖年齡(a)和黔陽地區采樣位置圖(b)Fig.1 Map showing the ages of the mafic rocks in Xuefengshan (a) and locations of the samples in the Qianyang area (b)

1 地質背景

黔陽(安江)地區的基性-超基性巖屬于雪峰山隘口-安江-隴城-廣西龍勝基性-超基性巖帶, 位于該帶的中段(圖1a)。在黔陽地區基性-超基性侵入巖包括輝石巖、輝長巖、輝長-輝綠巖和輝綠巖, 其中以輝綠巖為主, 噴出巖為玄武巖和角礫狀玄武巖等(鄭基儉等, 2001)。研究區的基性-超基性巖石與圍巖板溪群為侵入關系, 并發育烘烤邊。地球化學分析表明安江地區的玄武巖以亞堿性拉斑玄武巖為主,并伴有堿性玄武巖, 有不同程度的地殼混染, 總體具有形成于板內裂谷環境的巖石組合特征(鄭基儉等, 2001; Wang et al., 2008; 張春紅等, 2009)。研究表明安江地區鎂鐵-超鎂鐵質巖漿主要是長期虧損的軟流圈地幔部分熔融所產生的(鄭基儉等, 2001;張春紅等, 2009)。有關研究區基性-超基性巖形成構造環境有不同認識: 張春紅等(2009)認為其與Rodinia超大陸裂解相關的地幔柱引起的的裂谷作用有關; Zhao et al. (2011)認為其是弧后伸展的產物;而多數認為其是陸內裂谷的產物(鄭基儉等, 2001;Wang et al., 2008)。

本次研究采集的基性巖的圍巖主要是板溪群(圖 1)。板溪群是一套以碎屑巖-火山碎屑巖為主的楔形裂谷沉積, 主要分布于揚子板塊東南緣, 盆地中心厚度超過3500 m, 邊部減薄到小于500 m, 以角度不整合覆蓋于冷家溪群之上(Wang and Li,2003)。早期研究認為板溪群的年齡為中元古代, 而近年來在板溪群底部發現的火山巖以及內部的斑脫巖的高精度定年顯示, 其底部時代為 820 Ma左右,頂部時代為725 Ma左右(高林志等, 2011; 張世紅等,2008; 張玉芝等, 2011)。

區域上, 本文采集的基性巖主要分布在雪峰山內的一級斷裂桃江-安化-溆浦斷裂沿線附近(圖 1a,賈寶華, 1992; Wang et al., 2005; 張進等, 2010a)。該斷裂由兩條次級斷裂構成, 東支沿著溆浦盆地東緣向南切過黃茅園(白馬山巖體), 并經過綏寧進入雪峰山南部; 西支沿著靖州盆地東緣向北經過溆浦盆地西緣, 走向近南北向, 斷裂的南端可能終止于桂北地區, 向北斷裂進入中、新生代洞庭湖盆地, 走向NE-NEE。桃江-安化-溆浦斷裂具有多期復雜的活動歷史(郭令智等, 1980; 賈寶華, 1992, 湖南地質礦產局, 1987; Wang et al., 2005; 張進等, 2010a), 尤其是中生代早期, 該斷裂發育強烈的左行走滑運動, 沿著該斷層發育有規模不等的拉分盆地(靖州盆地、溆浦盆地、黔陽盆地等)(圖 1a)(張進等, 2010a)。黔陽盆地位于雪峰山的中段(圖 1a), 為一個中生代發育起來的拉分盆地, 盆地基底為板溪群以及侵入其中的新元古代基性巖, 其上沉積有三疊系-白堊系的陸相沉積。

2 樣品處理及鋯石特征

筆者對雪峰山黔陽地區幾個基性巖做了鋯石年代學測定。它們分別是黔陽旋潭村輝長-輝綠巖(GPS: N27°18.761′; E110°11.887′, 樣品號: 130-1,圖 1b)、安化長安寺輝綠巖(GPS: N27°18.487′;E110°08.918′, 樣品號: 133, 圖 1b)以及古溪村輝長-輝綠巖(GPS: N27°18.142′; E110°11.309′, 樣品號:130, 圖1b)。133樣品是從一個較大巖體中采集, 未見其與圍巖的接觸關系, 但 1∶5萬區域地質圖上標識為侵入關系, 圍巖是板溪群粉砂質板巖。樣品130和 130-1是從嚴重風化和覆蓋地區采集的, 也未見其與圍巖的接觸關系, 據 1∶5萬地質圖上標識為侵入接觸。

黔陽旋潭村輝長-輝綠巖(130-1)(圖 2a)和古溪村輝長-輝綠巖(130)(圖 2b), 黑綠色, 中粒, 輝長結構, 輝石與斜長石均呈半自形或他形粒狀, 含量基本相等。斜長石發育雙晶, 普遍泥化, 表面暗淡,并有一定程度的黝簾石化。輝石幾乎全部蝕變為細小的礦物集合體(黑云母、綠泥石以及不透明礦物等)。次要礦物為橄欖石。130樣品的粒度較樣品130-1小, 具輝長結構, 輝石綠泥石化明顯。

安化長安寺輝綠巖(133)(圖 2c), 黑綠色, 中-細粒, 輝綠結構, 斜長石呈自形長條狀或針狀, 顆粒較小; 單斜輝石呈他形粒狀, 顆粒較大, 并位于長條形斜長石之間的空隙中。本樣品中斜長石含量大于暗色礦物(輝石)含量。樣品中礦物均遭受后期蝕變, 其中斜長石表面暗淡, 泥化明顯, 并有一定程度的黝簾石化; 輝石普遍綠泥石化, 主體為細小綠泥石、黑云母等。樣品在湖南省地質調查院進行鋯石分選。鋯石分選在避免污染的條件下, 先用磁選和重液方法粗選鋯石, 然后在雙目鏡下將鋯石顆粒逐一挑出。將鋯石顆粒和標準鋯石一起粘貼在環氧樹脂表面制成樣靶, 進行打磨拋光, 具體過程見宋彪等(2002)。將制成的靶做鋯石透射光、反射光的顯微照相, 以觀察其拋光面有無裂隙及包裹體, 然后在北京離子探針中心進行陰極發光(CL)照相, 反映鋯石的內部結構特征。樣品的測試在北京離子探針中心SHRIMP II上進行測試。具體操作方法見 Williams (1998)。測試所用標準鋯石 SL13用于校正 U含量(標準值為U=238×10–6,t=572 Ma), TEM 用于校正年齡(標準值為t=417 Ma), 每個數據點測定由5次掃描組成, 每分析3個樣品鋯石點進行一次標樣TEM的測定, 對標樣鋯石 TEM 的 U/Pb比值分析偏差為 0.8%~2.3% (1σ)。應用 SQUID1.0和 Isoplot軟件進行數據處理, 采用鋯石樣品中實際測得的204Pb進行普通Pb校正。

3 測試結果

三個樣品所有測點的 U-Pb同位素組成和表面年齡計算結果見表 1。在利用測年結果討論問題時,考慮到鋯石年齡的準確性, 對于年輕鋯石(小于1000 Ma)一般采用206Pb/238U 年齡, 古老鋯石(大于1000 Ma)多存在著一定程度的鉛丟失, 一般采用更為可靠的207Pb/206Pb年齡(Blank et al., 2003)。

3.1 黔陽旋潭村輝長-輝綠巖(樣品130-1)

樣品130-1中的鋯石呈它形-半自形, 多數有一定的圓度, 粒徑在100~200 μm之間, 多數具有振蕩環帶, 部分鋯石具有內核(圖3-1, 2, 3), 具有比較明顯的核-幔構造, 核-幔邊界切割核部環帶, 代表了一期主要的鋯石生長事件。部分鋯石內部或邊部具有不完整的亮邊, 這可能代表了變質事件或者重結晶作用(圖3-1, 3)。樣品中較古老的鋯石有核-幔-邊構造(圖3-1, 3, 6, 7), 不同的幔部之間的亮邊, 可能代表了變質重結晶作用, 有的鋯石振蕩環帶變得模糊, 也可能是重結晶作用所致(圖3-5, 8)。

130-1中鋯石的年齡比較亂, 有幾個年齡落在諧和線之下, 可能是鉛丟失所致(圖 3)。除此之外,有5顆206Pb/238U年齡在356~382 Ma之間, 加權平均年齡為 372±9 Ma(MSWD=1.05), 為晚泥盆世(表1)。這些鋯石均有密集完整的振蕩環帶, 自形, 從鋯石外形看, 它們不同于基性巖中以板狀鋯石為主。筆者對這些鋯石的來源或成因目前還不確定, 一方面, 該時間段的鋯石在其他樣品中(包括前人在雪峰山報道的新元古代基性巖)均沒有或很少出現, 即使是在本樣品中也并不多。另一方面研究區東部白馬山花崗巖最早一次侵位(圖 1a)(筆者未發表資料, 鋯石206Pb/238U年齡為373±6 Ma), 其年齡與這些鋯石的年齡幾乎一致。如果這些鋯石是輝長-輝綠巖的捕獲鋯石, 則說明該巖體的年齡一定在晚泥盆世白馬山花崗巖侵位之后。由于 130-1樣品和白馬山花崗巖曾前后選樣, 可能存在一定的污染, 但目前還不肯定, 需要進一步重新采樣證實, 筆者暫不討論這些晚泥盆世鋯石的來歷和成因。

表1 黔陽地區輝長-輝綠巖(130-1, 133, 130)鋯石SHRIMP U-Pb測試結果

Table 1 Analytical results of SHRIMP U-Pb for zircons from the gabbro-diabase in the Qianyang area (130-1, 133, 130)

注: 1. 刪除線區域為不諧和年齡或因污染廢棄的測點年齡或未參與計算的數據; 2. Pb*代表放射性成因鉛; 3. 標準刻度的誤差為0.23%、1.23%和0.36%; 4. 實際測得的204Pb進行普通Pb校正。

圖3 黔陽旋潭村輝長-輝綠巖(130-1)鋯石CL圖像和鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig.3 CL images and U-Pb concordia diagram of zircons from sample 130-1 in Xuantan village, Qianyang

除了這些鋯石外, 剩下的鋯石207Pb/206Pb年齡分布在2446~2531 Ma之間, 還有幾個207Pb/206Pb年齡值分別為1972 Ma、1991 Ma、2032 Ma和2130 Ma(圖3)。在這群鋯石中年齡最老的是2531 Ma(圖3-3), 該鋯石具有半自形的晶型以及振蕩環帶, 核-幔-邊構造發育, 2446~2531 Ma之間的這類鋯石Th/U比值為 0.52~0.86, 平均 0.62。1800~2200 Ma之間的鋯石比較特殊, 外形圓度高, 振蕩環帶不顯著, 個別具有明顯的核幔構造, 而且幔部結構與核部平行, 其中一粒鋯石的核部和幔部年齡在誤差范圍內一致(圖3-2), 該類鋯石 Th/U比值在0.15~1.06之間, 平均0.73。由于可用的數據點少, 沒有得到加權平均年齡。但需要指出的是年齡古老的鋯石主要出現在雪峰山早期的基性-超基性巖中。周繼彬等(2007)在桂北基性-超基性巖中也發現了 3.5 Ga左右的變質鋯石。

3.2 黔陽安化長安寺輝綠巖(樣品133)

樣品133中的鋯石多呈板狀, 半自形-自形, CL圖像較暗, 說明 U含量較高, 多數鋯石沒有或僅發育微弱的振蕩環帶, 內部比較均勻, 個別沿著晶面存在包裹體, 鋯石粒徑在100~180 μm之間(圖4), 這些多是基性巖鋯石的典型特征(Corfu et al., 2003),與樣品130-1中來自基底的鋯石不同(圖3)。該批鋯石與雪峰山同時代基性-超基性巖中鋯石的特征一致(Wang et al., 2008), 但與800~900 Ma基性-超基性巖鋯石特征差別明顯(它形-自形、振蕩環帶發育或扇狀分區發育, 核幔構造發育, 見下文)。

樣品中多數測點位于諧和線上, 幾個測點位于諧和線之下, 可能代表了鉛丟失, 除此之外, 還包括了個別古生代鋯石(370 Ma), 該鋯石均有密集完整的振蕩環帶, 自形很好, 筆者認為它們是選樣期間帶進來的(133樣品鋯石和古生代花崗巖前后選樣,可能存在污染)。剔除這些鋯石后, 9個點的加權平均年齡為 712±12 Ma(MSWD=1.4)(圖 4)。該年齡比Wang et al. (2008)在附近區域于輝綠巖中得到的SHRIMP U-Pb年齡 747±18 Ma要小, 比張春紅等(2009)在研究區北側同屬一個基性-超基性巖帶的輝綠巖年齡831.6±9.7 Ma更小(圖1a)。

圖4 黔陽安化長安寺輝綠巖(133)鋯石CL圖像和U-Pb年齡諧和圖Fig.4 CL images and U-Pb concordia diagram of zircons from the gabbro in the Anhua Chang’an temple(133), Qianyang

除了外混鋯石和不諧和年齡的鋯石外, 133樣品中鋯石的Th/U在2.21~6.84, 平均為4.11。在本研究中三個所測樣品中133的Th/U不僅變化范圍最大,而且比值也是最大。

3.3 黔陽古溪村輝長-輝綠巖(樣品130)

樣品 130的鋯石粒徑為 100~200 μm, 自形-半自形, 除去一個不諧和年齡的鋯石外(圖 5-7), 其余鋯石幾乎都成板狀(圖 5), 個別發育振蕩環帶(圖5-1), 其余發育帶狀區域。個別鋯石具有核幔構造(圖 5-7, 5-8)。這類鋯石是基性巖比較特征的鋯石,其年齡可以代表基性巖形成的年齡。這組鋯石的Th/U比值在0.49~3.08之間, 平均為2.48。

除了一個明顯不諧和年齡外(252 Ma), 130樣品的多數測點基本上都位于諧和線上或附近(圖5), 其中16個點的206Pb/238U年齡范圍在206.9~215.9 Ma之間, 加權平均年齡為 211.5±1.9 Ma(MSWD=0.48)(圖 5, 表 1), 屬于晚三疊世。該時段基性巖同位素年齡在雪峰山地區報道不多。前人在雪峰山西側一帶發現晚古生代鋯石(鄧新等, 2010), 但沒有發現中生代巖體。從鋯石的晶型和內部特征, 以及年齡分布來看, 130樣品中選出的鋯石未見典型基底來源的鋯石, 也未見新元古代鋯石的信息, 暗示晚三疊世研究區巖石圈結構可能發生了重要的改變。

4 討 論

4.1 黔陽地區三個樣品之間的年齡差別及其含義

黔陽地區三個基性巖樣品的采樣點相對集中,但鋯石特征和年齡分布均不同: 130-1樣品中除去不諧和年齡和可能混進來的古生代鋯石, 剩下的多是新太古代和古元古代的鋯石, 沒有典型的雪峰山基性-超基性巖740~820 Ma的鋯石; 133樣品則出現相對集中的700 Ma左右的鋯石, 但是其加權平均年齡比以往發表的雪峰山基性-超基性巖帶以及其他地區的新元古代鋯石的年齡要小很多(Wang et al.,2008; 張春紅等, 2009; 葛文春等, 2001; Li et al.,1999; 筆者未發表資料)(圖1a), 在相同地區Wang et al. (2008)測得的輝綠巖鋯石 SHRIMP U-Pb年齡為747±18 Ma; 而 130樣品中幾乎所有鋯石年齡均在211 Ma左右(晚三疊世)(圖1a)。本研究得到這些數據與前人在雪峰山地區的工作認為其主體為740~820 Ma的基性-超基性巖有差別, 這種差別可能蘊含著重要的信息。

研究區三個樣品的鋯石 Th/U比值也有明顯區別, 130-1樣品的鋯石 Th/U比值最小, 變化范圍在0.15~1.06(圖 6a, 表 1)。133樣品的鋯石 Th/U比值最高, 變化范圍最大為 2.21~6.84(圖 6a), 這與雪峰山其他地區基性巖740~820 Ma的鋯石具有高Th/U比值非常相似(另文討論)。130樣品的鋯石Th/U比值介于樣品 130-1與 133之間, 變化范圍為0.49~3.08(圖6a)。三個樣品鋯石Th/U比值的差別暗示著鋯石的來源或形成環境不同, 即這些基性巖形成的構造背景可能不同。

需要說明的是, 130-1樣品中古老的鋯石普遍存在核-幔-邊構造, 可能是后期變質作用下的重結晶的產物。這部分鋯石Th/U值很低, 變化范圍也最小(圖6a), 因為重結晶會導致Th離子遷出鋯石, 從而造成低的Th/U比值。這些鋯石幾乎沒有基性巖典型的鋯石特征, 可能屬于捕獲鋯石, 代表基底鋯石。筆者在梵凈山輝綠巖中發現了3.0 Ga左右的變質鋯石(另文討論), 周繼彬等(2007)也在桂北基性-超基性巖中也發現了3.5 Ga左右的變質鋯石。這些說明在雪峰山下(揚子東南緣)早期(新元古代?)存在新太古代-古元古代的基底, 甚至可能存在古太古代和中太古代的基底。

關于雪峰山740~760 Ma左右的基性巖的成因,多數學者認為其形成與于裂谷環境(Zhou et al.,2007; 王劍等, 2000, 2003; Wang et al., 2008), 部分學者認為它們是弧后拉張環境下的產物(Zhao et al.,2011), 而一部分學者認為屬于地幔柱成因(張春紅等, 2009)。這期伸展事件的記錄有~760 Ma(圖1a)、747±18 Ma(Wang et al., 2008), 而133樣品的年齡將該年齡推到 712±12 Ma。如此之大的時間跨度,很難用地幔柱模型解釋, 用裂谷解釋可能更符合實際。記錄了該期構造事件的鋯石 Th/U比值較大的變化范圍可能反映了伸展過程中地幔不均一性的控制作用。對于大于800 Ma的基性-超基性巖, 一部分學者認為是島弧成因(Zhou et al., 2009), 另一部分學者強調地幔柱成因(Wang et al., 2007; Li et al., 1999; 張春紅等, 2009)。就目前收集到的數據,800~900 Ma的鋯石Th/U比值(圖6c)與700~800 Ma的鋯石相似(圖6b), 但變化范圍更大, 個別可達30甚至70左右。如果鋯石的Th/U比值能夠反映鋯石晶出的環境, 那么如此之大的變化范圍可能不是地幔柱的特征, 而反映巖石圈范圍內的不均一性。因此推測雪峰山地區 800~900 Ma的基性-超基性巖不是地幔柱的產物。

圖6 基性巖鋯石U-Pb年齡和Th/U比值相關圖Fig.6 Zircon U-Pb ages vs Th/U values of the mafic rocks

4.2 晚三疊世基性巖的構造背景

關于雪峰山晚三疊世的基性巖在以往的研究中還未曾有正式報導。因該組鋯石具有典型基性巖鋯石的特征(板狀以及較高的 Th/U比值), 它們不是捕獲鋯石。這期基性巖與雪峰山印支期強烈的陸內壓剪型造山以及雪峰山東麓“后碰撞”花崗巖(白馬山)的侵位幾乎同時(~209 Ma)(Wang et al.,2005; 張進等, 2010a; 陳衛峰等, 2007)。那么該期基性巖的發育要么與造山后的伸展垮塌有關, 要么和壓剪造山過程中局部拉分構造有關。由于黔陽地區位于雪峰山區域性走滑斷裂(桃江-安化-溆浦-靖州斷裂)上(圖 1a), 該斷裂印支期強烈活動, 沿線不僅發育擠壓推隆造山(Wang et al.,2005), 還發育一系列拉分盆地(張進等, 2010a),這些是走滑構造中常見的現象(Cunningham and Mann, 2007)。鑒于研究區壓剪變形(transpression)和基性巖發育同時以及基性巖發育于重要的構造部位, 筆者傾向認為該期基性巖活動與區域性的走滑斷裂活動有關, 是三疊紀晚期揚子與華北板塊碰撞過程中陸內協調變形的結果(張進等,2010a)。這種陸內變形雖然可以造成地殼的加厚,但與典型的陸緣造山差別明顯。

此外, 不同的學者沿著桃江-安化-溆浦-靖州斷裂帶所測的基性-超基性巖體年齡相差很大(圖1a), 除了測試方法有的不同外(855±6 Ma, Sm-Nd等時線年齡, 鄭基儉等, 2001, 其余均是鋯石SHRIMP U-Pb或LA-ICP-MS U-Pb年齡), 造成這些年齡不同的因素可能就與該斷裂的多期活動有關。

4.3 雪峰山中央斷裂

雪峰山是我國東部與西部分界的重要構造帶,備受矚目(黃汲清, 1945; 陳海泓等, 1993; 丘元禧等,1993, 1999; 任紀舜等, 1990; Hsu et al. , 1990)。前人多認為雪峰山是揚子板塊與其東南側構造單元的邊界, 但具體邊界在哪里還沒有定論。一些學者研究認為雪峰山是晚三疊世陸內壓剪作用下形成的構造帶(Wang et al., 2005), 是早期南華紀裂谷后期反轉的結果(張進等, 2010b)。在橫剖面上, 雪峰山呈扇形(或正花狀)(丘元禧等, 1999; 張進等, 2010b), 東西兩側均為逆沖斷層(東側為城步-江口斷裂, 西側為慈利-大庸斷裂), 而中間為桃江-安化-溆浦-靖州左行走滑斷裂(張進等, 2010a)。這是壓剪作用下常有的應變分配現象, 壓剪變形中, 中間的走滑斷裂是主控斷裂(Casas et al., 2001)。目前認為雪峰山東麓的城步-江口斷裂是雪峰山的一級斷裂, 從應變分配的角度看, 該斷裂不是主要的。雪峰山地區基性-超基性巖的時空分布表明, 桃江-安化-溆浦-靖州斷裂是主要斷裂, 一方面沿著該斷裂帶是雪峰山地區基性-超基性巖體集中分布區域, 另一方面沿著該帶分布有不同時代的基性-超基性巖體, 從北向南依次有益陽枕狀玄武巖(823 Ma)、隘口輝綠巖(831 Ma)、黔陽輝長-輝綠巖(712 Ma、747 Ma、211 Ma)以及通道輝綠巖(772 Ma)(圖 1a), 這些現象都表明該帶是一個長期活動的構造帶。因此不論從構造還是基性–超基性巖的時空分布, 桃江-安化-溆浦-靖州-通道(?)斷裂都是最為重要的斷裂帶, 筆者傾向認為該斷裂是分隔揚子和其南側構造單元之間的一級邊界, 這里稱之為雪峰山中央斷裂。

4.4 雪峰山是否具有很大的推覆距離

雪峰山的縮短距離目前還沒有得到比較精確的數據。Hsu et al. (1990)提出雪峰山是一個推覆距離很大的移置體, 但早期的地球物理資料表明其縮短距離很小, 小于50 km(丘元禧等, 1999)。隨著近年來南方海相油氣勘探的加強, 在雪峰山西側獲得了一批地震資料, 這些資料清晰地顯示, 雪峰山西緣逆沖斷層推覆距離很小(馬永生報告, 2008)。筆者前期在雪峰山中段進行的地表地質測量獲得的縮短量在30~50 km之間(張進等, 2010b), 但該數據不包括雪峰山東側部分, 推測整個雪峰山東西向的縮短距離在50 km左右。目前的這些資料基本上否定了雪峰山具有大規模水平位移的構造帶。位于雪峰山中央斷裂中段黔陽地區多世代的基性巖說明該斷裂復雜長期的活動歷史, 而沒有受到后期逆沖斷層的改造, 它的走滑控制了雪峰山東西兩側的逆沖變形,而這些變形僅算半原地的。

5 結 論

雪峰山中段基性巖鋯石 SHRIMP U-Pb測年結果表明雪峰山地區存在多期基性巖, 它是一個長期活動的構造帶。雪峰山中部的黔陽(安江)地區發現了確定的三疊紀晚期的基性巖, 該基性巖與雪峰山中央斷裂晚三疊世強烈的左行剪切活動可能有關。在黔陽地區的樣品中發現了一些新太古代-古元古代、中元古代、新元古代以及中生代(印支運動)構造熱事件信息, 但缺少典型 Rodinia超大陸聚合信息的顯示。早期的基性巖鋯石成分比較復雜, 有很多來自基底的捕獲鋯石, 隨著時代的變新, 來自基底的信息逐漸減少甚至沒有。結合前人資料, 揚子板塊東南緣可能存在新太古代-古元古代的基底。

致謝: 野外期間與湖南地質調查院柏道遠博士進行了有益討論, 并得到成都理工大學朱介壽教授和蔡學林教授的指導和教誨, 在此一并致謝。南京大學周金城教授、王孝磊博士、中國地質大學(武漢)趙軍紅博士、鄧新博士為作者提供了其所測雪峰山基性-超基性巖鋯石的 CL照片。研究參考了大量雪峰山地區的1∶200000地質圖, 在此向測制這些圖幅的地質工作者致敬。中國地質科學院地質研究所的高林志研究員和中國地質大學(武漢)的楊坤光教授為本文提出了很多建設性修改意見, 在此表示衷心感謝。

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