揚子東南緣高澗群底部鋯石SHRIMP U-Pb年齡

羅　來，賀　良，孫海清，黃建中

揚子東南緣高澗群底部鋯石SHRIMP U-Pb年齡

羅來，賀良，孫海清，黃建中

（湖南省地質調查院，長沙 410116）

分布在凱里－懷化－溆鋪－雙峰－衡陽－萍鄉一線以南，疊覆于武陵運動界面之上的陸緣斜坡－盆地相沉積被稱為高澗群或下江群，被認為屬板溪群的同期異相沉積。但迄今為止卻還沒有直接在高澗群底部獲得可靠的年齡數據，以致二者的時限及對應關系難以確認。本文通過高澗群石橋鋪組玄武-安山質火山角礫巖的采樣分析，獲得鋯石SHRIMP U-Pb年齡828.8±9.6 Ma，與相當層位的湖北花山群底部的層狀玄武巖SHRIMP U-Pb年齡824±9 Ma基本一致。因此，推斷揚子東南緣沉積盆地從武陵造山運動結束至裂谷作用啟動這一轉換過程的時間點可能在830Ma左右。這一認識為揚子東南緣裂谷盆地演化與充填序列由南東向北西形成依次超覆的“楔狀地層”模式提供了有力的約束性證據。

同位素年齡；玄武-安山質火山角礫巖；石橋鋪組；高澗群；揚子東南緣

近年來，大量的專家學者［1-4］對華南板溪群及其相當層位進行了研究并取得重要的進展和研究成果。研究認為板溪群是分布在凱里-懷化-溆鋪-雙峰-衡陽-萍鄉一線以北的楊子陸塊東南被動陸緣淺海正常沉積地層，并可劃分為兩個巖石序列：底部在益陽及以東地區和梵凈山地區都發育了一套安山質火山集塊-火山碎屑巖；下部為一套紫紅色-灰綠色陸緣碎屑-鈣泥質沉積組合；上部為一套陸源碎屑-火山碎屑沉積組合。板溪群與上覆富祿組或南沱組呈假整合～不整合接觸關系，俗稱“紅板溪”。而分布在凱里-懷化-溆鋪-雙峰-衡陽-萍鄉一線以南、零陵—耒陽一線以北，疊覆于武陵運動界面之上的陸緣斜坡-盆地相沉積被稱為高澗群或下江群，被認為屬于板溪群的同期異相沉積，俗稱“黑板溪”，其也可以劃分出兩個巖石序列：底界僅在湖南中部地區出露，為中基性玄武-安山質火山碎屑沉積，稱為石橋鋪組，與下伏冷家溪群假整合-整合接觸；下部為鈣泥質-黑色細碎屑沉積組合；上部為陸源碎屑-火山碎屑、泥質巖建造。高澗群在洪江-溆鋪以東與上覆長安組假整合，以西與富祿組不整合。研究認為板溪群與高澗群是相變關系，但在湖南卻沒有發現過渡相帶，下江群以及江西東橋一帶的板溪期沉積是否為過渡相？相配置是否符合原型盆地演化特征？已成為當前需要深入研究的學術問題。在上述研究的基礎上，許多研究者［5-6］還進行了很多年代學方面的工作，在湖南益陽地區獲得的板溪群底界鋯石SHRIMP U-Pb年齡在821～814 Ma之間，據此推斷原型盆地裂解啟動時間不晚于820 Ma。但迄今為止卻還沒有在高澗群底部獲得可靠的年齡數據的報道。

最近筆者之一［7］在湘西南城步地區獲得侵入高澗群中的花崗閃長巖-二長花崗巖鋯石LA-ICP-MS、SHRIMP U-Pb年齡分別為835 Ma與840 Ma。據此數據分析，顯然高澗群與板溪群的劃分、對比以及盆地的演化遠比以往的認識要復雜，二者底界的時限很可能并非以往推斷的不大于820 Ma。

由上可見，板溪群與高澗群底界的時限及對應關系，亦即揚子東南緣裂谷盆地的初始裂解時間以及不同區段接受沉積的時間并未得到最終確認。這就是本文意圖探討的主要問題。

1　充填序列

高澗群出露完整的剖面，主要有湖南省雙峰縣高澗剖面，隆回縣石橋鋪以及城步漿坪剖面。地層序列三地基本一致：可分為上下兩個沉積旋回。下部旋回底部為火山—陸源碎屑巖系，稱石橋鋪組，也是本次年代學研究的主要對象；往上為鈣質巖系，以灰紫色為特征，稱黃獅洞組；其上沉積了一套深灰色至灰黑色、黑色細碎屑巖系夾沉凝灰巖、晶屑凝灰巖。上部旋回之下部為灰色長石石英砂巖夾板巖，稱架枧田組；上部為板巖夾粉砂巖，稱巖門寨組。

2　鋯石年代學分析

2.1樣品及分析方法

樣品采集點為隆回縣石橋鋪電站旁，巖性為高澗群石橋鋪組玄武-安山質火山角礫巖（圖1），地理坐標：110°49′27″；27°30′48″，編號SQP。鋯石的挑選工作由湖南省地質調查院巖礦測試中心重砂實驗室完成。在室內先將巖石樣品粉碎至60目以下，經常規的人工粗—精淘洗和電磁選方法富集，再在雙目顯微鏡下從中挑選出晶形和透明度較好的鋯石顆粒，將其和標準鋯石TEM（年齡為417 Ma）一起制作成樣品靶，將樣品靶打磨并拋光至大多數鋯石顆粒的中心暴露出來，然后在光學顯微鏡下進行反射光和透射光照相，以及使用掃描電鏡進行陰極發光圖像分析（圖2）。鋯石的陰極發光圖像及年齡測定（使用SHRIMPⅡ）均在北京離子探針中心完成。分析原理和流程見Comp-ston、Willians （1998）等［8-9］。一次離子流強度為5～8 nA，一次離子流束斑直徑為25～30 μm。樣品點清洗時間為120～180 s。每個數據點測定為5組掃描。使用標準鋯石SL13和TEM，分別用于校正U含量和206Pb/238U比值。數據處理和U-Pb諧和圖繪制采用Ludwig博士編寫的Squid 1.0及Isoplot程序［10-11］。單點的同位素比值誤差為1σ相對誤差，年齡絕對誤差1σ，平均值對應的誤差為95%置信度。

2.2分析結果

分析鋯石以透明—半透明的柱狀晶體為主，陰極發光圖像均顯示出巖漿結晶成分環帶；粒度大小長為180～250μm，柱狀晶體長寬比為2∶1～4∶1。其U-Pb年齡分析結果見表1和圖3、圖4。雖晶體形態有所不同但CL圖像顯示出典型的巖漿成因生長環帶結構，均屬于巖漿結晶的產物（圖2），鋯石CL圖像色律強弱不等，這種差異可能反映了不同鋯石之間Th、U等元素含量的不同。鋯石晶體測點號的選取，結合了可見光和CL圖像以避開鋯石晶體中的裂紋和包裹體而避免測定結果的含義不清楚。10個鋯石點的U-Pb年齡測試的206Pb/238U年齡值變化在（850.2±15.7）～（805.8±15.5）Ma之間，加權平均年齡為828.8±9.6 Ma，MSWD=0.72，95%conf，代表鋯石結晶時間。10個分析點都分布于諧和線上，表明這些鋯石沒有U或Pb的丟失或加入，樣品可信度高（圖3、圖4）。

圖1　石橋鋪組底部玄武-安山質火山角礫巖Fig.1 The basaltic-andesitic volcanic breccia at the bottom of the Shiqiaopu Formation

圖2　鋯石顆粒CL圖像Fig.2 CL images of zircom grains

3　討論

圖3　鋯石SHRIMP U-Pb諧和圖Fig.3 Concordia diagram Zircon SHRIMP U-Pb ages

圖4　鋯石SHRIMP U-Pb頻譜圖Fig.4 Spectrum graph Zircon SHRIMP U-Pb ages

隨著大量新元古代凝灰巖中鋯石U-Pb年齡數據的報道，對揚子東南緣的武陵運動與格林威爾造山期等同的認識［12-13］，得到了越來越多的質疑［14-17］。武陵運動作為華南地區已確定的最早的一次構造運動，以俯沖造山作用為主，在湖南的響應主要是揚子地塊東南緣的弧—陸碰撞匯聚形成江南造山帶。目前，較為統一的認識是將組成江南造山帶褶皺基底的冷家溪群及其相當層位置于新元古代，王劍等［18］對武陵運動不整合面之上的板溪群的研究和高精度同位素年代數據的獲取，認為雖然武陵運動可能不能與格林威爾造山運動相提并論，但仍不失為揚子東南緣一個重要的構造運動，是一個在地層劃分中的重要界面。通過對上覆地層板溪群的研究，認為板溪群為一套側向延伸不連續、地層厚度和沉積相變化大的“楔狀地層”，屬典型裂谷成因，裂谷盆地開啟時間約為814 Ma，并提出沉積盆地充填序列由南東向北西形成依次超覆，底界應該以新元古代沉積地層與“晉寧—四堡”造山帶之間的不整合面為界，其底界年齡不大于820 Ma［19-21］。

表1　鋯石SHRIMP U-Th-Pb同位素分析結果Table 1 Results of zircon SHRIMP U-Th-Pb isotope analysis

武陵運動在湖南造成的變形及不整合效應因所處構造位置的不同而存在顯著差異，總體趨勢是由西向東、由北向南褶皺變形由強轉弱，在湘北地區影響強烈，湘中—湘南地區影響相對較小。具體表現在板溪群分布區內，板溪群與下伏冷家溪群以角度不整合為主，而在高澗群分布區內，其與下伏冷家溪群多為假整合—整合接觸，構造環境處于弧前盆地向島弧發展的過渡區［7、22］。主要物質記錄有840～835 Ma的源于洋殼俯沖形成的島弧型花崗巖［7］。

本文中高澗群石橋鋪組底部玄武-安山質角礫巖SHRIMP U-Pb年齡為828.8±9.6 Ma，這一年齡與鄰區相當層位的鄂西南花山群底部侵入的玄武巖SHRIMP U-Pb年齡824±9 Ma［23］基本一致。同時，在湘西南地區采集到與高澗群呈侵入關系的二長花崗巖、花崗閃長巖，所獲得的年齡年齡為835.6±6.7 Ma、840±8 Ma［7］，巖石化學成分反映為過鋁質鈣堿性系列，大部分Na2O＞K2O，個別樣品K2O＞Na2O，局部見暗色微粒包體。在K2O-Na2O圖解上，多數樣品位于I區，顯示出I型花崗巖的特點，而I型花崗巖多與碰撞俯沖有關［24］。這與張玉芝等［25］對江南造山帶板溪群滄水鋪礫巖上下層位碎屑鋯石的U-Pb年齡研究得出揚子與華夏陸塊沿江南隆起帶碰撞的結束時間（835±12 Ma）基本一致。

上述數據雖依據巖漿巖與地層的接觸關系、巖漿巖本身的特征及同位素測定結果等獲得，屬間接性結論，但年齡數據多集中在830 Ma左右，與饒家榮等［26］認為的新元古代揚子板塊東南緣島弧巖漿活動的時間約為878～822 Ma，其中872～835 Ma發生島弧巖漿火山—陸源碎屑沉積作用這樣的年齡框架基本相同，這與以往提出的揚子東南緣陸間裂谷盆地演化及其開啟時間推斷在820 Ma的界限存在一定差異。故此認為高澗群沉積時限可能要早于820 Ma，也就是說揚子東南緣裂谷盆地中心接受沉積的時間可能在830 Ma左右，而往陸緣方向依次沉積超覆的時間則為821～814 Ma，符合“楔狀地層”模式［27］。

在湘中盆地，高澗群與下伏冷家溪群二者的沉積可能是連續的，二者只存在沉積相和物質組成的差異。孫海清等［7］通過對湘西南高澗群的分析研究，認為高澗群的沉積序列是一個明顯的連續的海退序列，與下伏冷家溪群之間并未發生沉積間斷，綜合認為高澗群分布區在盆地的演化過程中，有可能根本上就沒有沿著經典的板塊構造演化模式發展，而可能是由于武陵運動導致揚子地塊南緣弧—陸匯聚，而作為高澗群分布區的湘中—湘南屬武陵運動影響較弱地區，處于造山帶的前緣殘余盆地環境。

武陵運動后，華南有大規模的火山巖漿侵入作用，武陵運動拉張裂陷形成的深大斷裂產生多向性逆沖掩覆、俯沖，導致揚子東南緣前緣島弧與揚子地塊發生強烈碰撞，擠壓變形，伴隨著在俯沖碰撞過程中俯沖板片下插，引起的深部地幔物質上涌而形成巖漿弧，在巖漿弧的初期弧前盆地的演化已經停止，形成所謂的殘余盆地，這為隨后的高澗群的物質沉積提供空間，期間伴生的拉張作用共同導致了火山巖噴發或侵位，并使基底巖石部分熔融而形成花崗閃長巖［28-29］。

4　結論

（1）湘中高澗群石橋鋪組底部玄武-安山質角礫巖鋯石SHRIMP U-Pb年齡為828.8±9.6 Ma，可與區域上鄂西南的花山群相對比。這一年齡佐證了揚子東南緣從武陵運動結束至裂谷作用的啟動這一轉換過程的時間點可能在830 Ma的觀點。

（2）高澗群底界年齡數據的確認，為揚子東南緣裂谷盆地充填序列由南東（盆地中心）向北西（陸緣淺海）形成依次超覆的“楔狀地層”模式提供了佐證。

（3）高澗群沉積環境可能屬武陵造山帶外殘余盆地，裂谷盆地疊加在殘余盆地之上，底界年齡的確認為這一認識提供了支持。

［1］黃建中，唐曉珊，張曉陽，郭樂群.對峽東蓮沱組與湖南板溪群對比問題的一點淺見 ［J］.地層學雜志，1996，20（3）: 232-236.

［2］唐曉珊，黃建中，郭樂群.再論湖南板溪群及其大地構造環境［J］.湖南地質，1997，16（4）:210-226.

［3］王劍.華南新元古代裂谷盆地沉積演化—兼論與Rodinia解體的關系［M］.北京:地質出版社，2000：1-146.

［4］賈寶華，彭和球.湘東北前寒武紀地質與成礦［M］.北京:地質出版社，2005：1-138.

［5］王劍，劉寶珺，潘桂棠.華南新元古代裂谷盆地演化—Rodinia超大陸解體的前奏［J］.礦物巖石，2001，21（3）:135-145.

［6］王劍，李獻華，Duan T Z，劉敦一，宋彪，李忠雄，高永華.滄水鋪火山巖鋯石SHRIMP U-Pb年齡及“南華系”底界新證據［J］.科學通報，2003，48（16）:1726-1731.

［7］孫海清，黃建中，江新勝，羅來，馬慧英，伍皓.揚子東南緣“南華紀”盆地演化—來自新元古代花崗巖的年齡約束［J］.中國地質，2013，40（6）:1725-1735.

［8］Compston W，Williams I S，Kirschvink J L，Zhang Z C，Ma G G.Zircon U-Pb ages of the early Cambrian time-scale［J］. Journal of the Geological Society，1992，149（2）:171-184.

［9］Williams I S，Claesson S.Isotope evidence for the Precambrian province and Caledonian metamorphism of high grade paragneiss from the Seve Nappes，Scandinavian Caledonides ［J］.Contributions to Mineralogy and Petrology，1987，97（2）: 205-217.

［10］Ludwig K R.SQUID 1.02:A User’s Manual［M］.Berkeley: Berkeley Geochronology Center Special Publication，2001.

［11］Ludwig K R.User’s Manual for Isoplot 3.00:A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel［M］.Berkeley:Berkeley Geochronology Center，Special Publication，2:1-19.

［12］周金城，王孝磊，邱檢生.江南造山帶是否格林威爾期造山帶？——關于華南前寒武紀地質的幾個問題［J］.高校地質報，2008，14（1）:64-72.

［13］劉浩，徐大良，牛志軍，彭練紅，魏運許.湘西-鄂西成礦帶新元古代地層區劃及巖石地層劃分對比方案［J］.華南地質與礦產，2014，30（4）:299-307.

［14］孫海清，黃建中，郭樂群，陳俊.湖南冷家溪群劃分及同位素年齡約束［J］.華南地質與礦產，2012，28（1）:20-26.

［15］陸松年.從羅迪尼亞到岡瓦納超大陸--對新元古代超大陸研究幾個問題的思考［J］.地學前緣，2001，8（4）:441-446. ［16］李江海，穆劍.我國境內格林威爾期造山帶的存在及其對中元古代末期超大陸再造的制約 ［J］.地質科學，1999，34（3）:259-272.

［17］周金城，王孝磊，邱檢生.江南造山帶形成過程中若干新元古代地質事件［J］.高校地質學報，2009，15（4）:453-459.

［18］王劍.華南“南華系”研究新進展—論“南華系”地層劃分對比［J］.地質通報，2005，24（6）:491-495.

［19］高林志，劉燕學，丁孝忠，張傳恒，王自強，陳俊，劉耀榮.江南古陸中段滄水鋪群鋯石U-Pb年齡和構造演化意義［J］.中國地質，2012，39（1）:12-20.

［20］王劍，潘桂堂.中國南方古大陸研究進展與問題評述［J］.沉積學報，2009，27（5）:818-825.

［21］王劍，曾昭光，陳文西，汪正江，熊國慶，王雪華.華南新元古代裂谷系沉積超覆作用及其開啟年齡新證據［J］.沉積與特提斯地質，2006，26（4）:1-7.

［22］柏道遠，賈寶華，劉偉，陳必河，劉耀榮，張曉陽.湖南城步火山巖鋯石SHRIMP U-P年齡及其對江南造山帶新元古代構造演化的約束［J］.地質學報，2010，84（12）:1715-1721.

［23］Qi D，Wang J，Wang Z J，Wang X C，Qiu Y S，Yang Q X，Du Q D，Cui X Z，Zhou X L.Continental flood basalts of the Huashan Group，northern margin of the Yangtze block implications for the breakup of Rodinia［J］.International Geology Review，2013，55（15）:1865-1884.

［24］張旗，王焰，潘國強，李承東，金惟俊.花崗巖源巖問題-關于花崗巖研究的思考之四 ［J］.巖石學報，2008，24（6）: 1193-1204.

［25］張玉芝，王岳軍，范蔚茗，張愛梅，張菲菲.江南隆起帶新元古代碰撞結束時間:滄水鋪礫巖上下層位的U-Pb年代學證據［J］.大地構造與成礦學，2010，35（1）:32-46.

［26］饒家榮，肖海云，劉耀榮，柏道遠，鄧延林.揚子、華夏古板板塊匯聚帶在湖南的位置［J］.地球物理學報，2012，55（2）: 484-502.

［27］羅來，孫海清，黃建中，張曉陽.湘西北地區五強溪組沉積環境分析與區域對比 ［J］.華南地質與礦產，2013，29（3）：183-191.

［28］饒家榮.桃江—城步殼下巖石圈碰撞斷裂帶及其地質意義［C］//湖南地質學新進展，獻給第十三屆國際地質大會.長沙:湖南科學技術出版社，1996:144-148.

［29］饒家榮，王紀恒，曹一中.湖南深部構造 ［J］.湖南地質，1993，7（增刊）:1-100.

Luo L，He L，Sun H Q and Huang J Z.Zircon SHRIMP U-Pb Age of Gaojian Group in the Southeastern Margin of Yangtze Craton.Geology abd Mineral Resources of South China，2016，32（1）：15-20.

LUO Lai，HE Liang，SUN Hai-Qing，HUANG Jian-Zhong

（1.Hunan Institute of Geological Survey，Changsha 410116，Hunan，China）

Gaojian Group or Xiajiang Group which distribute in the south of Kaili-Huaihua-Xupu-Shuangfeng-Hengyang-Pingxiang and overstep in the motion interface of Wuling was formed in continental margin slopes-sedimentary basins.It also belongs to the different sedimentary phase in the same period of Banxi Group.But it still has no reliable age data obtaining directly from the bottom of Gaojian Group so far so that their time limit and their corresponding relation are difficult to confirm.By the sample analyzing of the volcanic breccia of Xuanwu-Anshanzhi in Shiqiaopu Formation Gaojian Group，the author gets that the SHRIMP U-Pb age of 828.8±9.6Ma，which is consistent with the SHRIMP U-Pb age of 824±9 Ma of layered basalt from the bottom of Huashan Group in Hubei.So we can infer that the shifting time from the ending of the Wuling Orogeny to the starting of rifting function in the evolution process of southeastern margin of Yangtze may be about 830 Ma.It provided strong evidence for the basin evolution in the southeastern margin of Yangtze and the sequence overriding the model of wedge formation from southeast to northwest successively.

SHRIMP U-Pb age；Basaltic-andesitic volcanic breccias；Shiqiaopu Formation；Gaojian Group；Southeastern margin of the Yangtze Craton

中圖分類法：P534.3；P597+.3A

1007-3701（2016）01-015-06

10.3969/j.issn.1007-3701.2016.01.003

2015-06-30；

2016-01-27.

國家自然科學基金重點基金資助項目“華南新元古代‘楔狀地層’沉積充填系列及其大地構造屬性研究”（編號：41030315）、中國地質調查局項目“華南板溪群地層劃分及巖相古地理研究”（編號：1212011121108）、中國地質調查局項目“湖南1∶5萬鐵絲塘、草市、冠市街、樟樹腳幅區域地質礦產調查”（編號：12120114024101）資助.

羅來（1982—），男，工程師，主要從事沉積學研究工作，E-mail：Luohn2011@163.com.