新元古代中期江南造山帶西段構造環境厘定及其構造演化

“江南造山帶”位于揚子地塊東南部（劉俊等人，1993）的大地構造特征長期以來受到廣泛關注。一個常見的觀點是，從上新元古代到中國、南洋，有“島拱彎曲帶”或“多島拱構造帶”（郭令志等，19804；王洪志等，1982；王洪志等，1986；徐杰，1990；邢鳳鳴等，1992；劉寶宇等，1993；殷鳳福等，1999；尹福光等，2003），金寧運動在中國、湖南和紹興運動中消失，形成了河紹縫合帶。在這一段西部，仍然有一個完整的洋盆（王洪志，1982；王洪志等，1986；水濤，1987；劉寶宇等，1993；胡壽西等，2006；益津海等，2006；馬瑞士，2006；王鶴年等，2006；楊明貴等，2009）。部分研究者認為存在印支期大洋,雪峰(江南)造山帶為印支期阿爾卑斯式遠程推覆體(許靖華等,1987;Hsüetal.,1988;李繼亮等,1989;趙崇賀等,1996;陳海泓等,1998;何科昭等,1999)。不過該觀點已為近些年的研究所否定(陳旭等,1995;唐曉珊等,1997;丘元禧等,1998,1999;廖卓庭,2000;李獻華,2000;丁道桂等,2007a,2007b,2007c;張進等,2010)。近年來,在大量高精度鋯石測年成果支持下,有關江南造山帶新元古代地質背景和構造演化的研究再次得到深入(王劍等,2001;王劍,2005;周金城等,2005,2008,2009;李獻華等,2008),認識水平也有很大提高,但對動力學背景的認識仍有較大分歧。李獻華等(2008)提出了1.0Ga至760Ma期間華南從(俯沖)造山運動到陸內裂谷的地球動力學演化模型,特別強調地幔柱作用在約825Ma至760Ma期間對區域構造演化的控制。周金城等(2009)構建了從866Ma前至760Ma左右期間江南造山帶從俯沖(島弧)→碰撞→后造山伸展的構造演化框架,否定在此過程中有地幔柱作用。不同研究者通過火成巖特征、成因及其構造環境研究對“地幔柱”觀點(LiZXetal.,1999,2003;葛文春等,2001a,2001b,2001c;李獻華等,2001,2008;LiXHetal.,2003;Zhouetal.,2007;WangXCetal.,2007;Yeetal.,2007;Zhangetal.,2008)和“非地幔柱”觀點(王孝磊等,2003,2004,2006;周金城等,2003a,2003b;Wangetal.,2006,2008a,2008b;Zhouetal.,2009;馬鐵球等,2009)進行了論證。湖南城步位于江南造山帶西段南側(圖1),該地區發育新元古代火山-沉積巖及花崗巖。本文對城步新元古代火山巖和花崗巖進行了鋯石SHRIMP年齡分析,并結合花崗巖構造環境的地球化學判別及區域地質資料探討其大地構造意義。1巖石及巖石學特征研究區西部自東向西依次出露新元古代冷家溪群—板溪群、南華系、震旦系、寒武系、奧陶系及泥盆系(圖2),南華系與板溪群之間為平行不整合接觸,泥盆系與下古生界(奧陶系或寒武系)之間呈角度不整合接觸。冷家溪群—板溪群下部為云場里組,由灰綠色絹云母微晶片巖、云母石英微晶片巖、黑云母變粒巖、含鈣質黑云母微晶石英片巖、灰—灰白色薄至中層狀大理巖、黑云石英大理巖夾變質基—中酸性火山巖組成。變質火山巖巖石類型有綠泥白云斜長片麻巖、黑云母二長片麻巖、黑云母斜長片麻巖、二云母二長片麻巖、斜長角閃巖、簾石陽起石片巖等,原巖為基性火山巖和(中)酸性火山巖,并構成雙峰式火山巖組合1。冷家溪群—板溪群上部(磚墻灣組、架枧田組和巖門寨組)為一套板巖、凝灰質板巖、砂巖、粉砂巖等碎屑巖沉積。上述冷家溪群—板溪群以往整體劃歸板溪群,但從本次所獲年齡資料、變質程度及侵位花崗巖體年齡來看,該套地層下部的云場里組應屬冷家溪期(武陵期)沉積,上部磚墻灣組、架枧田組和巖門寨組屬板溪期(雪峰期)沉積。南華系為含礫板巖、砂巖夾板巖。震旦系為碳質頁巖、硅質巖。寒武系—奧陶系為碳質頁巖、頁巖、砂巖等碎屑巖夾碳酸鹽巖。泥盆系下部為砂巖、礫巖、頁巖,上部為鈣質頁巖、泥灰巖、灰巖等。研究區東部主要為苗兒山加里東期花崗巖體,巖石類型有細粒花崗閃長巖和石英閃長巖、細中粒—粗中粒斑狀黑云母二長花崗巖、細粒二云母二長花崗巖等。苗兒山巖體內部侵入有侏羅紀花崗巖,主要巖性為斑狀黑云母二長花崗巖和細粒二云母二長花崗巖。苗兒山巖體西側有小規模的報木坪和葉溪江新元古代花崗巖體(圖2),總面積約20km2,以往一直被當作加里東期花崗巖。巖體侵入于新元古代地層組成的背斜核部,圍巖為云場里組片巖、大理巖及變質火山巖。主要巖性有片麻狀細中粒黑云母花崗閃長巖和片麻狀細中粒(斑狀)黑云母二長花崗巖。黑云母花崗閃長巖具片麻狀構造,細粒—細中粒結構、變余花崗結構;主要由石英(27%～35%)、斜長石(41%～31%)、鉀長石(14%～25%)、黑云母(15%～23%)和少量白云母組成;SiO2平均68.4%,鋁飽和指數(ASI)平均1.51,屬強過鋁花崗巖。黑云母二長花崗巖具片麻狀構造,花崗變晶結構、斑狀結構,部分基質為霏細結構、重結晶結構;主要由石英(30%～35%)、鉀長石(28%～35%)、斜長石(27%～31%)、黑云母(15%～23%)及少量白云母等組成;SiO2平均71.9%,鋁飽和指數(ASI)平均1.18,也屬強過鋁花崗巖。新元古代花崗巖普遍片麻狀構造發育,礦物定向排列清楚,其中長石、石英等礦物壓扁變形明顯,并普遍見有斜長石雙晶彎曲變形、黑云母扭折、石英波狀消光等動力變形印記。部分花崗巖因強烈動力變質作用而變成花崗質片巖、花崗質片麻巖等。花崗巖中的片麻理產狀近水平或向西緩傾,與圍巖中的片理產狀大體一致。2鋯石u-pb年齡本文采取2個年齡分析樣品(圖2)。樣品Z-9-2位于漿坪西面,取自云場里組二云母二長片麻巖(原巖為中酸性火山巖)。樣品D004取自葉溪江巖體中的片麻狀細中粒黑云母花崗閃長巖。2個樣品原巖均為新鮮巖石。對樣品進行粗碎后通過常規浮選和電磁法進行初選,然后在雙目鏡下挑選出晶形較好和透明度高的鋯石顆粒,將其和標準鋯石TEM(年齡為417Ma)在玻璃板上用樹脂固定、拋光,再進行反射光和透射光照相,并進行陰極發光(CL)分析,以確定鋯石顆粒的內部結構。鋯石陰極發光圖像及鋯石微區U-Pb定年測試均在中國地質科學院離子探針中心完成,分析原理和流程見Williams等(1987)。一次離子流O-2強度為5～8nA。一次離子流束斑直徑為25～30μm。樣品點清洗時間為120～180s。每個數據點測定為5組掃描。標準為澳大利亞國立大學的SL13和TEM。每個鋯石微區原位測試點的同位素比值和U-Pb年齡由專用的GLITTER(ver4.0,MacquarieUniversity)軟件計算,加權平均年齡及諧和圖的繪制采用Isoplot2.49a(Ludwig,1991)完成。由于207Pb/206Pb年齡精度較差,通常采用206Pb/238U年齡來代表相對年輕(<1.0Ga)巖石的成巖年齡(Blacketal.,2003)。因此本文樣品的年齡計算主要取206Pb/238U年齡值。3鋯石邊部振蕩環帶分析樣品CL圖像見圖3,分析結果見表1,各樣品年齡分布與計算結果見圖4。樣品Z-9-2中的鋯石多呈短柱狀,邊部常具巖漿成因的振蕩環帶(圖3)。樣品共分析了16個點。測點3.1位于鋯石核部(圖3),年齡值較其他顯著偏大且遠離206Pb/238U-207Pb/235U諧和曲線(圖4a),應代表殘留鋯石年齡。測點8.1、9.1、10.1、11.1和16.1年齡值偏小(695～784Ma,平均748.4Ma)并總體遠離諧和曲線,應與后期熱事件影響及Pb丟失有關。其余10個測點均選擇在鋯石邊部的環帶上,基本位于諧和線上且年齡相對集中,其206Pb/238U年齡的加權平均值為828±10Ma(MSWD=1.9),表明火山巖形成時代為新元古代中期。樣品D004中的鋯石多呈短柱狀,少量長柱狀和粒狀。邊部均具巖漿成因的振蕩環帶(圖3),部分有較明顯的繼承性鋯石核。選取鋯石邊部振蕩環帶位置分析了14個測點。其中2.1測點年齡值顯著偏大且偏離諧和曲線,可能代表早期熱事件殘留鋯石年齡。4.1、5.1、12.1、13.1、14.1等測點年齡值顯著偏小(731.6～772Ma,平均754.8Ma)、分散并偏離諧和曲線(圖4b),應與后期熱事件影響有關。其余8個測點年齡較為集中且總體位于諧和曲線上,其206Pb/238U年齡的加權平均值為805.7±9.2Ma(MSWD=2.4),代表花崗巖形成時代。4建設背景研究4.1火山弧前形成巖石學特征城步花崗巖中局部見暗色微粒包體;在K2O-Na2O圖解上大多落于I型花崗巖區,表明其為有幔源物質加入的I型花崗巖2。在Maniar等(1989)提出的多組主元素構造環境判別圖解中(圖5),樣品點落在“島弧+大陸弧+大陸碰撞花崗巖”(IAG+CAG+CCG)區。在Pearce等(1984)多組微量元素構造環境判別圖解(圖6)中則明確顯示為火山弧花崗巖。鑒上,初步判斷城步新元古代花崗巖為與洋殼俯沖有關的島弧(或陸緣弧)花崗巖。俯沖板片的折斷和拆沉引發深部地幔上涌,產生的熱擾動導致基底巖石的部分熔融而形成花崗質巖漿活動,同時伴有部分幔源基性巖漿的加入。鋯石SHRIMPU-Pb年齡及侵入接觸關系,表明云場里組火山-沉積建造早于城步新元古代花崗巖。鑒于花崗巖形成于火山弧環境,從活動陸緣增生與演化的一般過程考慮,花崗巖之前的云場里組很可能形成于活動陸緣之弧前盆地。已有研究表明活動陸緣環境可以形成雙峰式火山巖(王焰等,2000),因此云場里組的基性—(中)酸性火山巖組合與弧前盆地認識并無矛盾。4.2與城步新元古代對比沿江南造山帶出露較多新元古代中期花崗巖,巖石類型以花崗閃長巖為主,少量(黑云母)花崗巖。目前已積累了大量有關本時代花崗巖的高精度SHRIMP和LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡數據。花崗閃長巖的年齡數據主要有:桂北峒馬巖體824±13Ma、寨滾巖體835.8±2.5Ma、本洞巖體822.7±3.8Ma(Wangetal.,2006;王孝磊等,2006),本洞巖體819±9Ma(李獻華,1999),湘東北張邦源巖體816±4.6Ma(馬鐵球等,2009),贛西北九嶺巖體819±9Ma、820±10Ma、828±8Ma(LiXHetal.,2003)以及818±10Ma(李獻華等,2001)、820±10Ma(鐘玉芳等,2005),皖南許村巖體823±17～827±7Ma(Wuetal.,2006)、823±8Ma(LiXHetal.,2003)、829±11Ma(李獻華等,2001),皖南歙縣巖體823±9～825±7Ma(Wuetal.,2006)等。(黑云母)花崗巖的年齡數據主要有:桂北田朋巖體794.2±8.1Ma、三防巖體804.3±5.2(Wangetal.,2006;王孝磊等,2006),云南峨山巖體818±10Ma(李獻華等,2001)等。如考慮誤差因素,則上述年齡數據顯示花崗閃長巖的形成年代約為820～835Ma,而花崗巖形成年代約為800～810Ma,兩者之間存在約10Ma(810～820Ma)的花崗質巖漿活動間歇期。已有研究表明早階段花崗閃長巖和晚階段花崗巖均具有強過鋁花崗巖特征,后者由基底沉積巖系或成熟地殼巖石部分熔融形成;前者以殼源為主,同時有幔源鐵鎂質巖漿加入(葛文春等,2001b;王孝磊等,2006)。王孝磊等(2006)提出兩階段花崗巖形成于揚子和華夏陸塊間的碰撞高峰(約870Ma)之后,應屬后碰撞花崗巖類,具體產生可能與俯沖板片折斷和巖石圈拆沉后深部地幔上涌及拉張作用導致基底巖石部分熔融有關。葛文春等(2001b)、李獻華(1999)、李獻華等(2001)則認為這兩類新元古代過鋁花崗巖的形成與碰撞造山導致地殼加厚的擠壓性構造無關,而與導致Rodinia超大陸裂解的地幔柱上升誘發巖石圈伸展的張性構造相聯系。顯然,上述兩種不同認識均將兩階段花崗巖視為同一構造階段和構造環境的產物。筆者以為,鑒于兩階段花崗巖地球化學特征和成因來源迥然有異,他們很可能形成于不同的構造環境;其在時間上存在明顯間斷,空間上則相互共生(如桂北地區),理應為不同構造演化階段的產物。因此,上述兩種認識很可能掩蓋了至關重要的構造演化信息。城步新元古代花崗巖年齡為805.7±9.2Ma,時代上與桂北田朋巖體、三防巖體等晚階段(黑云母)花崗巖對應。但桂北晚階段花崗巖類屬典型的陸殼重熔成因的“S”型花崗巖(葛文春等,2001b;王孝磊等,2006),而城步花崗巖卻為有幔源物質加入的I型花崗巖。如此顯著差異的兩類花崗巖在同時期不同地區發育,很可能反映了構造環境及構造格局的某種橫向差異,因此包含了重要的區域構造背景及地質演化信息。基于以上考慮,本文在大量已有資料基礎上,重點參考周金城等(2009)最近提出的江南造山帶新元古代中期構造演化框架,從活動陸緣增生與造山作用發展過程的一般概念出發,對江南造山帶西段(少量資料涉及到東段)兩階段花崗巖的構造背景以及城步新元古代花崗巖與同期桂北花崗巖的構造成因進行探討,并籍此為江南造山帶和華南板塊新元古代構造演化研究提供新的思路。4.2.1江南造山帶西段基底層(1)江南造山帶在大約878Ma前至822Ma期間為島弧巖漿作用階段(周金城等,2009),巖漿-沉積事件包括四堡群及其相當地層的沉積、基性—酸性火山巖的侵位-噴發(包括高Mg玄武巖的噴發)以及花崗巖的侵位等。桂北四堡群中基性—超基性巖811.5±4.8Ma(Wangetal.,2006)、828±7Ma(Lietal.,1999),黔東北梵凈山群中玄武巖814±15Ma、814±6Ma、831±6Ma和827±24Ma(4個年齡加權平均為822±15Ma)(Zhouetal.,2009),以及益陽地區的“冷家溪群”中枕狀科馬提質玄武巖823±6Ma(WangXCetal.,2007)等年齡數據,指示了大約835～820Ma(考慮誤差因素)的基性—超基性巖漿活動事件。益陽科馬提質玄武巖盡管有被視為地幔柱作用的產物(WangXCetal.,2007),但最新研究認為其更具有島弧巖漿特征(周金城等,2009)。王孝磊等(2003)、周金城等(2003b)的研究顯示本期基性—超基性巖更多具有島弧火山巖的特征。雙橋山群中石英角斑巖和流紋質凝灰巖878±4Ma、879±5Ma(WangXCetal.,2008b)以及本文城步變質火山巖828±10Ma等有限年齡數據,指示約878～828Ma期間在盆地沉積的同時存在酸性巖漿的噴出活動。上述基性—酸性火山巖年齡以及從沉積巖碎屑鋯石中獲得的862±11Ma和867.7±3.9Ma(WangXiaoleietal.,2007)、872±3Ma(Zhouetal.,2009)等年齡數據,表明冷家溪群(及相當地層四堡群和梵凈山群等)基底地層的形成時代為新元古代,而不是傳統所認為的中元古代。根據野外地質產狀關系以及上述火成巖、沉積巖的最新定年結果,結合與板溪群和冷家溪群(包括相當地層)之間角度不整合事件或冷家溪群褶皺事件相關的花崗巖時代(800～835Ma),可大致確定江南造山帶西段基底地層的發育年限主要為872～835Ma(周金城等,2009)(褶皺事件中抬升較晚或幅度較小的構造部位時代可更晚)。大約835～820Ma(見前述)期間沿江南造山帶形成了較多的花崗閃長巖(早階段花崗巖)。這些巖石具有島弧花崗巖特征,在Pearce等(1984)的Rb-(Y+Nb)圖解中明確落入火山弧花崗巖區(王孝磊等,2004,2006;馬鐵球等,2009)。綜上述,大約878～820Ma期間(基本對應周金城等(2009)提出的878～822Ma)江南造山帶為島弧巖漿作用階段,構造環境受控于華南洋洋殼向NNW的俯沖。其中872～835Ma期間為盆地沉積階段(盆地具體性質本文不作深入討論),同時伴有酸性火山巖的噴發,構成較典型的火山-沉積建造。835～820Ma期間發生俯沖造山作用,使江南造山帶冷家溪群及其相當地層抬升回返并產生褶皺變形,造成板溪群與冷家溪群之間的角度不整合;與此同時,俯沖板片的折斷、拆沉引發深部地幔上涌,其與伴生的拉張作用共同導致了基性—超基性火山巖噴發或侵位,并使基底巖石部分熔融而形成花崗閃長巖。以上是關于江南造山帶(西段)主體的構造過程。從現今空間關系來看(圖1),828Ma前后桂北本洞一帶即處于島弧部位或居于江南造山帶內,因而形成了花崗閃長巖體;而城步地區則更偏于南東而居于江南造山帶東側并處于弧前盆地環境,從而形成了云場里組的火山-沉積建造。(2)820～810Ma為主碰撞期。在江南造山帶西段,揚子陸塊與其東南緣的島弧之間發生弧-陸碰撞造山,強烈擠壓產生的褶皺與逆沖斷裂活動使地殼增厚。在此過程中深部地殼逐漸升溫并形成熱量的積聚,至主碰撞末期溫度達到峰值。本階段因受強烈擠壓體制下的封閉環境控制而無花崗質巖漿侵位。在上述江南造山帶發生弧-陸碰撞的同時,位于東南側的城步地區大致處于活動陸緣盆地向島弧發展的過渡時期。(3)810～800Ma為后碰撞期。繼變形峰期之后區域擠壓作用減弱,應力相對松弛,深部壓力降低,經先期增溫的地殼巖石因熔點降低而熔融,產生的巖漿在相對開放的環境下向上侵位,從而形成晚階段強過鋁(黑云母)花崗巖。由此看來,本期花崗巖實際形成于后碰撞構造環境。需要說明的是,在Pearce等(1984)的Rb-(Y+Nb)圖解中本期花崗巖落入同碰撞花崗巖區(王孝磊等,2006),主要與不同歷史階段地學認識差異有關,而與本文“后碰撞”認識實際并不矛盾。20世紀80年代,Pearce等(1984)、Pitcher(1983)和Harris等(1986)都認為與碰撞有關的強過鋁(SP)花崗巖是在同碰撞早期的地殼收縮與堆疊的階段中所形成,然而近來的研究卻發現大量原先認為與同碰撞有關的SP花崗巖其實是在地殼加厚達到最高值以后才定位,即實際屬后碰撞花崗巖(肖慶輝等,2002)。最現實的例子如湘東南印支期花崗巖,即是繼中三疊世后期陸內擠壓造山變形峰期之后,于擠壓減弱、應力松弛的條件下形成(柏道遠等,2005,2006,2007a,2007b,2008)。在上述江南造山帶于后碰撞環境下形成強過鋁(黑云母)花崗巖的同時,位于東側的城步地區則因華南洋洋殼向北西的俯沖消減形成新的島弧,城步新元古代花崗巖即為島弧巖漿活動之產物。(4)800Ma開始進入裂谷演化階段,區域主要物質記錄為板溪群和南華系裂谷沉積(王劍等,2001,2003;王劍,2005;柏道遠等,2007c;陳富文等,2008;李華芹等,2008),以及年齡為760Ma左右、具有兩類地球化學特征的基性—超基性巖(周金城等,2009)。本階段的地質年代已有大量的中酸性火山巖、凝灰巖以及基性—超基性巖的鋯石U-Pb同位素年齡數據約束,其非本文討論重點,不予贅述。值得說明的是,前述構造演化過程暗示城步地區的板溪期(雪峰期)與冷家溪期(武陵期)沉積可能是基本連續的,此與野外顯示的地層整合連續特征相一致。4.2.2造山帶與區域地質構造環境上述基于城步地區新元古代火山巖與花崗巖時代與特征,并結合區域地質資料分析探索所提出的江南造山帶西段構造演化認識,顯然揭示出揚子陸塊東南緣的連續島弧增生過程:872～835Ma期間江南造山帶為受華南洋洋殼俯沖控制的揚子東南活動大陸邊緣盆地;835～820Ma期間江南造山帶發生俯沖造山形成島弧,帶內冷家溪群褶皺變形并形成基性—超基性巖和早階段花崗巖(花崗閃長巖);與此同時東側的城步地區則處于弧前盆地環境并形成云場里組火山-沉積建造。820～810Ma期間,江南造山帶發生弧-陸碰撞造山,擠壓褶皺和斷裂逆沖活動導致地殼增厚;同期東側城步地區處于活動陸緣盆地向島弧發展的過渡時期。810～800Ma期間,江南造山帶進入后碰撞構造期,在區域擠壓作用減弱、應力相對松弛條件下形成晚階段強過鋁(黑云母)花崗巖;同期東側的城步地區受南東面洋殼俯沖影響而形成新的島弧,城步新元古代花崗巖侵位。如文首所述,有關研究者已從區域和宏觀地質特征出發,提出江南造山帶為揚子陸塊東南緣的“島弧褶皺帶”(郭令智等,1980,1984;王鴻禎,1982;王鴻禎等,1986;徐備,1990;劉寶珺等,1993)。本文研究為這一認識提供了一個具體例證。4.2.3既有地質意義的證據如上述,820～800Ma期間江南造山帶首先發生弧-陸碰撞造山,接著于后碰撞環境下形成花崗巖。在此期間東側的城步地區則由活動陸緣盆地轉為島弧環境,并形成島弧花崗巖。800Ma以后區域構造體制轉為伸展,直至南華紀均為裂谷階段。這一過程表明,晉寧(Ⅰ)末期(或武陵末期)并未發生揚子陸塊與華夏陸塊的碰撞,江南造山帶西段的碰撞事件只是揚子陸塊與其邊緣島弧之間的碰撞;城步地區的島弧環境則暗示其東南側同期有華南洋存在;800Ma以后的雪峰期區域裂陷盆地演化階段,城步以東的沉積充填過程是在華南洋洋盆之上展開的,即存在洋盆但無洋殼俯沖活動。值得指出的是,以往江南造山帶的新元古代基性巖漿通常被視為島弧產物(于津海等,2006),并被當作新元古代華南洋盆俯沖的主要證據。板溪群濁積巖的地球化學特征也一定程度上顯示島弧環境特征(顧雪祥等,2003)。然而更為詳實的研究卻表明,湖南雪峰期古丈—懷化—黔陽—通