Geochronologic sequence of Neoproterozoic Tonian magmatism in Fanjingshan area, xiuning Country, Guizhou Province
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摘要:
为获得江南造山带西段梵净山地区新元古代拉伸纪岩浆的演化时序，为区域综合对比提供可靠的典型地区岩浆岩年代学研究基础资料，以及为梵净山申报地质公园提供详实的科普素材，对研究区新发现的辉绿岩体进行了年代学研究，获得该岩体U-Pb年龄为805.3±4.5Ma。通过对已有年龄数据的系统梳理与总结，认为梵净山群回香坪组内玄武岩的喷发结束时间为840Ma，存在831Ma、814~805Ma两次基性-超基性岩浆活动和855Ma、834Ma两次酸性岩浆活动。梵净山地区的新元古代拉伸纪岩浆活动时序可与黔东南—桂北地区对比。结合岩石类型及其地球化学特征，认为江南造山带西段拉伸早期岩浆岩的成因可能与扬子和华夏板块的俯冲碰撞有关，拉伸晚期岩浆岩的形成可能与华南大陆伸展裂陷有关。
Abstract:In order to obtain the geochronologic sequence of the Neoproterozoic magmatism in Fanjingshan area of the western Jiangnan Orogen and to provide a reliable foundation of chronological study in the typical area for comprehensive comparison and for geopark declaration and science popularization, the paper reports the zircon U-Pb dating of a newly discovered diabase in Fanjingshan area. The result shows that the diabase was formed at 805.3±4.5Ma. The authors also sorted and summarized the existing age reports in a comprehensive and systematic way, and hold that the end of the eruption of basalts was 840Ma. There were two periods of basic-ultrabasic magmatism (831Ma, 814~805Ma) and two periods of acid magmatism (855Ma, 834Ma) that occurred in Fanjingshan area during Neoproterozoic. The magmatic geochronology sequence of Fanjingshan area largely corresponds to that of southwest Guizhou-north Guangxi area. Combined with rock types and its geochemical features, it is implied that the Neoproterozoic Early Tonian magmatic rocks in western part of Jiangnan Orogen were formed by the subduction-collision process of Yangtze and Cathaysia blocks, and the Late Tonian magmatic rocks were formed by the rifting process of South China Craton.
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Keywords:
- Jiangnan Orogen /
- Wuling movement /
- Banxi Group /
- diabase /
- zircon U-Pb dating /
- geopark
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恰什坎萨依地区位于阿尔金北缘，北接塔里木地块南缘，南邻柴达木盆地。区域构造上位于红柳沟-拉配泉早古生代结合带西段，西侧为红柳沟地区，东侧为大平沟—喀腊大湾地区。
阿尔金山北缘地区最近20年中在区域构造演化、成矿作用、找矿勘查等方面均取得了重大进展。该区在新元古代末发生了洋壳扩张，在晚寒武世发生洋壳俯冲，中—晚奥陶世发生了板块碰撞与陆块聚合；同时发生了大规模成矿作用，形成与洋盆沉积有关、与海底火山及岛弧火山喷发有关、与大规模韧性变形带有关和与侵入岩岩浆热液有关的矿床成因类型[1-15]。该带属于北祁连构造成矿带西段被阿尔金走滑断裂左行断错的部分[2, 16]。在构造变形方面，对于韧性变形带及相关断裂构造研究较多[2, 17]，但对于该区存在大规模逆冲推覆构造，目前还未有报道。
笔者在承担“阿尔金成矿带多元信息成矿预测与找矿示范”等相关专题研究过程中，于2013— 2014年，在恰什坎萨依沟南段、沟口泉等地发现逆冲推覆构造。
1. 地质概况
在大地构造上，阿尔金北缘恰什坎萨依地区位于阿尔金走滑断裂北侧与东西向阿尔金北缘断裂夹持的地区，北接塔里木地块南缘，南与柴达木盆地毗邻（图 1-a）。著名的阿尔金左行走滑断裂在研究区东南侧穿越。
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在恰什坎萨依沟及其邻近地区，出露一套厚度巨大、变质很浅或没有变质的火山-沉积岩系，主要岩性有中酸性-中基性火山岩、火山碎屑岩、碎屑岩和碳酸盐岩。1981年1:20万区域地质调查，将这套地层划分为蓟县系塔昔达坂群，并进一步划分为马特克布拉克组、斯米尔巴拉克组和卓阿布拉克组①③；而不整合面以下的中等变质岩系划分为长城系，并进一步划分为扎斯堪赛河组、红柳泉组和贝壳滩组（图 1-b）①。但是相邻的拉配泉地区，类似的这套未变质或很浅变质的火山沉积岩系划归为奥陶系拉配泉群④，并进一步划分为下部火山岩组、中部碎屑岩组和上部碳酸盐岩组，时代确定为中奥陶世。1993年1:100万地质图仍然沿用长城系、蓟县系地层划分方案[19]。2007年沟口泉一带1:5万区域地质调查，将原1:20万划归为长城系不变，划为蓟县系的部分划归为奥陶系拉配泉群（图 1-b）②[18]，对应火山岩、碎屑岩和碳酸盐岩3个组。
新近研究成果显示，区内中酸性侵入岩的时代为奥陶纪或志留纪，基性及超基性侵入岩的时代为寒武纪和奥陶纪[1, 6, 20-23]，同时原1:20万划归为长城系的变质岩属于高压变质岩系[3, 7]，高压变质作用的时代为早古生代，是阿尔金北缘红柳沟-拉配泉有限洋盆洋壳俯冲、闭合、碰撞的结果。
如果按照拉配泉群为火山岩组、碎屑岩组和碳酸盐岩组划分[18]，没有考虑厚层白云质灰岩与碎屑岩的接触关系，在参考文献[18]的图 2中，该剖面南段厚层白云岩被确定为拉配泉群碳酸盐岩组，与碎屑岩为低角度断层接触，而剖面中北段厚层白云岩确定为夹层，显然是值得商榷的。
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图 2 恰什坎萨依沟南段推覆构造平面图1—第四系；2—厚层白云岩；3—砾岩、含砾砂岩；4—砂岩、泥岩；5—玄武岩；6—低角度断层；7—照片拍摄点及镜头指向Figure 2. Map showing the trust nappe structure in southern area of Qiashikansayi本文地层参照1:20万区域地质调查划分，长城系时代不变，根据1:5万及相关研究成果，将蓟县系更改为奥陶系，各组名暂时不变（图 1-b）。
2. 恰什坎萨依沟南段推覆构造
发现逆冲推覆构造的部位在恰什坎萨依沟南段红柳泉南侧一带。按照1:20万、1:5万区域地质资料及研究成果①②③④[19]，北侧红柳泉一带及其北侧，出露长城系红柳泉组变质岩（图 1-b），以石英片岩、石榴子石二云母片岩为主，属于高级变质泥岩带，其中夹有高压变质榴辉岩[3, 7]；中南部出露奥陶系中上统马特克布拉克组，岩性为砾岩、砂岩、粉砂岩、泥岩、厚层白云岩夹玄武岩、英安岩。
A185地质点位于红柳泉以南约4km的奥陶系中上统马特克布拉克组内。通过追索和局部地质填图，在A185地质点及其周边，可见多个厚层白云岩（产状为走向NEE，倾向SSE，倾角中等）组成的规模不等的飞来峰覆盖在浅变质变形砾岩、砂岩（产状为走向NWW，近直立）之上（图 2-a）。
图 2-a的北部为一个最大的飞来峰，厚层灰岩-白云岩构成陡峻的山峰（图 2-a、b），宽度大于600m；西部发育一个次级飞来峰，大小为300~ 400m（图 2-a、e）；中南部为4个规模较小的飞来峰，大小为60~100m（图 2-a、c）。
该推覆构造的外来系统是厚层白云岩，由于白云岩抗风化，往往形成高峻的山包或山脊（图 2-b、e）；而原地系统为浅/微变质的变形碎屑岩，出露于沟谷低洼处。在图 2-a中南部的冲沟部位，可见产状为NWW走向、倾角陡立的浅变质变形砾岩，其中砾石大小为2~20cm，砾石成分多为厚层白云岩，且经历构造变形，白云岩砾石被压扁拉长（图 2-d）。
同时，在2个大的飞来峰西侧山坡出露的玄武岩，明显与东侧呈NWW走向的砂砾岩不协调，之间存在一条NE向断层，而低角度逆冲推覆构造面逆掩覆盖了稍早的NE向断层（图 2-a）。
3. 沟口泉铁矿逆冲推覆构造
在恰什坎萨依沟北段东侧约15km的沟口泉铁矿区及邻近地区，主要出露奥陶系马特克布拉克组，主要岩性与恰什坎萨依沟南段相似，以碎屑岩组（砾岩、含砾砂岩、砂岩、粉砂岩、泥岩）为主，碳酸盐岩组为厚层白云岩，呈孤岛状发育，细碎屑岩局部夹英安质火山岩和铁矿层，并有较多基性、超基性侵入岩（图 1-b）；该区东侧3km为冰沟花岗岩体，属于碰撞后岩浆岩，侵位年龄为410~446Ma。铁矿层赋存于砂岩、粉砂岩及泥岩层中，顺层产出，发育2条铁矿带（南矿带和北矿带），出露于低处，高处为厚层白云岩构成的高陡山体和山脊（图 3-a）。在北矿带北侧，厚层白云岩构成NWW向山脊（图 3-a、d）；在北矿带南侧，可见多个由灰岩-白云岩构成的小山包，为典型的飞来峰构造，最小的飞来峰不到100m2（图 3-a、c）。在一个小飞来峰的下盘原地系统，岩性为砾岩及含砾砂岩，砾石大小为2~ 25cm，砾石成分大部分为白云岩，少部分为石英岩、花岗岩等（图 3-a、e）。从砾岩中含有大量白云岩砾石的事实可以确定，原来同为马特克布拉克组夹火山岩的碎屑岩与厚层白云岩之间的相对时代，即厚层白云岩作为砾石的来源，时代明显老于碎屑岩。
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图 3 沟口泉铁矿区附近推覆构造综合剖面1—厚层白云岩；2—砾岩、含砾砂岩；3—砂岩、泥岩；4—英安质火山岩；5—超基性侵入岩；6—逆冲断层；7—铁矿体；8—钻孔Figure 3. Comprehensive section showing the trust nappe structure in the Goukouquan iron deposit4. 区域上推覆构造存在可能性
前期不管是1:20万区域地质调查①还是1:5万区域地质调查②，都没有考虑本区存在推覆构造的可能性，甚至在1:5万区域地质调查的实测剖面中[18]已经出现飞来峰构造时也没有认识到，而是作为拉配泉群上岩组（碳酸盐岩组），或碎屑岩组中的碳酸盐岩夹层来处理[18]①②。但是从图 1-b可以看出，厚层白云岩呈零星状分布在1:20万区域地质调查图中已经被注意到了，而且在1:20万区域地质图上，对作为碎屑岩夹层的碳酸盐岩相作了详细标示，只是本区的岩相界线与一般的岩相界线不同，即很多厚层碳酸盐岩相呈孤立的岛状出现，并且往往出现在较高的山包、山脊之上（在有等高线的地质图中非常清楚，本文图 1-b考虑保密删除了等高线）。如沟口泉铁矿的西侧、北侧均存在规模较大的孤岛状厚层白云岩，在贝壳滩东北侧也存在类似现象（图 1-b）。所以，笔者认为，在恰什坎萨依地区逆冲推覆构造广泛存在。
对于这套火山岩和碎屑岩，经过最近十多年的研究，时代已经被精确限定为晚寒武世—中奥陶世[18, 24-25]。但是对这套碳酸盐岩没有时代限制。
那么，如何排除1:5万区域地质调查实测剖面[18]中认为的属于拉配泉群上岩组（碳酸盐岩组）不整合（断层）覆盖在碎屑岩组之上的可能性。①1:5万区域地质调查岩性组的建立是依据青海地质矿产局鹅博梁幅（J-46-Ⅸ）1:20万区域地质调查报告④建立的拉配泉群。但是，鹅博梁幅1:20万地质图跨越阿尔金走滑断裂带主断裂，主断裂两侧都存在厚层碳酸盐岩，而获得的晚奥陶世腕足类化石样品则在阿尔金主断裂南侧，当时还没有对阿尔金断裂存在大规模走滑位移量的认识，所以将含腕足类化石的碳酸盐岩属于晚奥陶世的结论应用到同图幅的阿尔金走滑断裂北侧的碳酸盐岩中。按照目前的研究成果，阿尔金走滑断裂左行走滑位移量在400km以上，断裂南侧的碳酸盐岩属于晚奥陶世，断裂北侧的碳酸盐岩就不一定了。到目前为止，尽管经历多轮区域地质调查和相关专题研究，阿尔金走滑断裂北侧的碳酸盐岩中仍然没有发现腕足类化石。②恰什坎萨依地区属于红柳沟-拉配泉早古生代奥陶纪蛇绿混杂增生岩带的组成部分，为裂谷或有限洋盆及岛弧、俯冲碰撞带构造环境，存在较大范围稳定碳酸盐台地的可能性不大，属于时代更老的碳酸盐岩作为岩片、断片存在于混杂带的可能性较大。③从区域性看，厚层碳酸盐岩目前出露在红柳沟-拉配泉早古生代奥陶纪蛇绿混杂增生岩带南侧的中阿尔金地块，北侧敦煌地块南缘也有出露，虽然没有直接的化石时代依据，但其属于元古宙是比较被认可的；笔者在相邻的喀腊大湾地区（同属阿尔金走滑断裂北侧）发现了类似的叠层石构造（图 4），进一步确认这套厚层状碳酸盐岩的时代很可能为中元古代。④还有一种认识认为可能属于同沉积构造，即在较平缓台地形成的碳酸盐岩滑落到大陆陡坡的碎屑岩、玄武岩海山之上，这一解释的必要条件是作为奥陶纪台地碳酸盐岩应该发育易识别的生物化石，被覆盖的碎屑岩应该是较细的颗粒，所含砾石只能是同生砾石；但实际上所见的碳酸盐岩中没有化石，砾岩中的砾石除白云岩和/或灰岩外，还有部分石英岩、花岗质岩石的砾石（图 2-d、图 3-e），而且砾岩发生了构造变形（图 2-d）。⑤奥陶纪之后，本区在石炭纪存在碳酸盐台地的大地构造环境，但是石炭纪碳酸盐岩发育包括科在内的丰富的化石，而且如果是更晚时代的碳酸盐岩，则会有明显的不整合面，目前没有发现不整合面，反而都是断层接触关系，所以可以完全排除后期碳酸盐岩不整合的可能性。
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图 4 喀腊大湾地区含有疑似叠层石的白云质灰岩Figure 4. Photographs showing the dolomitic limestone with similar stromatolites in Kaladawan area综上所述，笔者认为，这套碳酸盐岩不是奥陶纪裂谷（弧后盆地或有限洋盆-岛弧-碰撞带）构造环境中与中基性-中酸性火山岩、碎屑岩相同或相近时代的台地相碳酸盐岩，也不是更晚的台地相碳酸盐岩，而是时代较老（很可能是中元古代）的碳酸盐岩，是被后期构造逆冲推覆在奥陶纪火山-碎屑岩之上的，属于推覆构造的外来系统。红柳沟-拉配泉奥陶纪裂谷（弧后盆地或有限洋盆）的闭合、板块俯冲和碰撞具备形成大规模推覆构造的区域大地构造背景条件。
5. 讨论
5.1 推覆构造的形成时代
对于该推覆构造的形成时代，制约因素齐全。属于原地系统的拉配泉群下岩组（火山岩组）和中岩组（碎屑岩组）目前都已经获得了精确的测年数据，火山岩年龄以514~480Ma为主，部分延续到460Ma[8, 24-25]。杨子江等[18]将硅质岩中放射虫化石的时代限制为中晚奥陶世。笔者对恰什坎萨依沟中段含同生碎屑的碎屑岩（A149）、恰什坎萨依沟中南段马特克布拉克组底部砾岩（A164，样品位置见图 1-b）和恰什坎萨依沟南段推覆构造面下盘的变形砾岩（A185，图 2-d）采集了碎屑锆石样品，测年结果如图 5所示。其中，恰什坎萨依沟中南段和南段的样品，碎屑锆石显示主要为中元古代物源（图 5-b、c）；恰什坎萨依沟中段的含同生碎屑细砂岩样品（样品位置见图 1-b），显示最年轻碎屑锆石为537Ma（图 5-a），代表了部分寒武纪岩石物源的信息。因此，这套碎屑岩的时代为晚寒武世—中奥陶世，局部至晚奥陶世。总之，属于原地系统的火山岩和碎屑岩的时代是推覆构造形成的下限，即推覆构造形成时代晚于480Ma。
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图 5 恰什坎萨依一带拉配泉群碎屑岩碎屑锆石U-Pb年龄频率分布Figure 5. Relative probability plots of U-Pb age for concordant detrital zircons from fragmental rocks in Qiashikansayi area另一方面，已有的平面地质图（1: 20万或1: 5万）非常清楚地圈出冰沟花岗岩体侵位于沟口泉铁矿南侧一带的奥陶系火山岩和碎屑岩中，并且截切了所谓的厚层白云岩夹层和透镜体（图 1-b中东部），说明推覆构造的形成时间早于冰沟花岗岩体的侵位时间。陈宣华等[6]测得冰沟岩体西南角阔什布拉克一带的年龄为443±5Ma，杨子江等[20]测得冰沟中段和南段该岩体的年龄分别为418.5±9.6Ma和410.7± 11.9Ma；笔者测得冰沟岩体西部（沟口泉铁矿）、东部（卓阿布拉克西）和东南部（卓阿布拉克南）的年龄分别为424.0 ± 5.6Ma、439.6 ± 3.5Ma和444.5 ± 5.4Ma（另文报道）。这6个测年结果明显可分为2组，第一组为439.6~445.5Ma，第二组为410.7~ 424.5Ma，代表了该岩体的2次侵入成岩时期。第一组年龄（439.6~445.5Ma）代表推覆构造形成的时间上限。所以，恰什坎萨依地区推覆构造形成于奥陶纪中晚期，即480~446Ma之间。
前人测得阿尔金北缘地区红柳泉榴辉岩中多硅白云母512±3Ma的40Ar-39Ar高温坪年龄和513± 5Ma的等时线年龄（榴辉岩形成年龄），蓝片岩中钠云母491±3Ma的40Ar-39Ar高温坪年龄和497±10Ma的等时线年龄[7]，同时中酸性岛弧型火山岩峰期也出现在480Ma左右，说明此时板块俯冲已经接近中后期[24]；相关中酸性岩浆岩研究显示，490~470Ma的中酸性侵入岩具有同碰撞岩浆岩的地球化学特点[13]，说明阿尔金北缘地区板块的碰撞时间发生在480~460Ma。板块碰撞的后期具有形成大规模逆冲推覆构造的区域大地构造背景条件。
所以，恰什坎萨依推覆构造形成时间在奥陶纪中晚期，即460Ma左右。
5.2 构造意义
恰什坎萨依地区逆冲推覆构造的发现具有重要的区域构造意义。
（1）丰富了阿尔金山北缘的构造变形式样。前人研究了超深层次榴辉岩带[7]、高压变质泥岩带[3]、韧性剪切带[17]、陡枢纽褶皱构造[26]及各种脆性断裂构造，本次发现的逆冲推覆构造丰富了阿尔金山北缘地区构造变形式样，构成了不同层次完整的构造变形序列。
（2）逆冲推覆构造的存在，使早先被确定为奥陶系、作为拉配泉群上岩组的外来系统（厚层白云岩）的时代需要重新厘定，如果属于中元古代，那么拉配泉群就要被解体。而没有碳酸盐岩、仅仅由火山岩和碎屑岩构成岩石组合（况且还称为拉配泉群）更符合红柳沟-拉配泉作为裂谷（弧后盆地或有限洋盆）碰撞增生带的性质。
（3）作为板块碰撞中后期的重要构造式样，恰什坎萨依地区逆冲推覆构造的发现及其形成时代的厘定为阿尔金北缘地区早古生代构造演化和中晚奥陶世板块碰撞提供了新依据。
（4）逆冲推覆构造的研究为某些矿产提出了新的找矿空间。如沟口泉地区铁矿，目前发现并勘查的铁矿带是在一个较大的飞来峰构造两侧，该飞来峰及北侧另一个大飞来峰之下是否存在铁矿带（图 3），周边还存在的多个规模较大的飞来峰构造是否掩盖了部分铁矿床，都是非常值得研究的，或许可成为有利的找矿靶区。
6. 结论
阿尔金山北缘恰什坎萨依地区位于NE向阿尔金走滑断裂北侧与EW向阿尔金北缘断裂所夹持的区域，是红柳沟-拉配泉构造带的西段。该区广泛发育火山沉积岩系，前人将其确定为奥陶系拉配泉群，并划分为下岩组（火山岩组）、中岩组（碎屑岩组）和上岩组（碳酸盐岩组）。笔者通过野外调查和重点部位填图，在恰什坎萨依沟、贝壳滩、沟口泉铁矿等地，发现碳酸盐岩往往以不规则顶盖状出露在较高山顶或山脊之上，并与其下碎屑岩或火山岩呈低角度断层接触，构成典型的飞来峰构造。该火山岩组和碎屑岩组的时代被限定为奥陶纪，但这套碳酸盐岩一直没有精确的生物地层年代学依据。综合研究认为，碳酸盐岩应该属中元古界，原来的拉配泉群应该解体。结合截切推覆构造的冰沟岩体时代认为，推覆构造形成于中晚奥陶世（460Ma左右）。该认识与本区在中晚奥陶世发生裂谷（弧后盆地或有限洋盆）最后闭合、板块碰撞的区域构造环境和演化历史吻合。
致谢: 野外工作得到贵州梵净山国家级自然保护区管理局的支持。感谢中国科学院地球化学研究所唐燕文和戴智慧在分析测试过程中的给予的耐心解答, 以及审稿专家对本文提出的宝贵修改意见。 -
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图 2 辉绿岩野外露头(a)及显微镜下特征(b)(单偏光)
Px-辉石; Pl-斜长石
Figure 2. The outcrop of the diabase (a) and the representative thin section photo (b)
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图 3 锆石阴极发光(CL)图像(a)及U-Pb年龄谐和图(b)
Figure 3. Cathodoluminescence (CL) images of zircons (a) and U-Pb age concordia plot (b)
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图 4 梵净山地区新元古代拉伸纪岩浆活动时序
Figure 4. Geochronology sequence of Neoproterozoic Tonian magmatism in Fanjingshan area
表 1 梵净山地区已有岩浆岩年龄统计
Table 1 Statics of ages of magmatic rocks in Fanjingshan area
样品编号 位置 坐标 层位 岩性 定年方法 206Pb/238U年龄加权平均值 来源 Fjs-16 - N27°51'48.5"、
E108°45'38.6"梵净山群回香坪组 玄武岩 LA-ICP-MS 814±15Ma*(n=6, MSWD=0.57) [17] Fjs-07-2 - N27°51'59.2"、
E108°45'38.6"梵净山群回香坪组 辉长岩 LA-ICP-MS 827±24Ma(n=4，MSWD=0.12) [17] Fjs-09-2 - N27°51'57.3"、
E108°45'24.3"梵净山群回香坪组 辉绿岩 LA-ICP-MS 831±6Ma(n=22, MSWD=0.16) [17] Fjs-24 - N27°54'53.8"、
E108°38'08.8"梵净山群肖家河组 辉长辉绿岩 LA-ICP-MS 814±6Ma(n=8，MSWD=0.45) [17] F1047-5 公园佛堂前 N27°51.144'、
E108°45.998'梵净山群回香坪组 凝灰岩 SHRIMP 840.0±5Ma(n=17，MSWD=1.5) [22] 100831-7 登山路旁边 N27°54.057'、
E108°42.215'梵净山群回香坪组 辉长岩 LA-ICP-MS 748±2Ma(n=10，MSWD=0.16) [27] 100902-1A 烂茶坪 N27°58.567'、
E108°41.223'梵净山群淘金河组 辉长岩内部 LA-ICP-MS 804±5Ma(n=14，MSWD=0.24) [27] 100902-1D 烂荼坪 N27°58.567'、
E108°41.223'梵净山群淘金河组 辉长岩边部 LA-ICP-MS 813±8Ma(n=7，MSWD=0.19) [27] 100830-1C 鱼坳 N27°53.648'、
E108°43.274'梵净山群铜厂组 沉凝灰岩 LA-ICP-MS 832.0±8.5Ma(n=11，MSWD=6.5) [28] 090928-2B 护国寺 N27°55.020'、
E108°38.000'梵净山群肖家河组 辉绿岩 LA-ICP-MS 856.3±4.5Ma(n=4，MSWD=0.0024) [29] 100509-2A 桃树林北 N27°59.585'、
E108°41.266'梵净山群余家沟组 凝灰岩 LA-ICP-MS 851.3±4.0Ma(n=20，MSWD=1.5) [28] 100408-2B2 保庆堂 N27°59.680'、
E108°41.067'板溪群芙蓉坝组 花岗岩砾石 LA-ICP-MS 855.1±1.5Ma(n=23，MSWD=1.6) [29] FJS16 - N27°54'45"、
E108°39'49"梵净山群下部 凝灰岩 SIMS 830.8±4.4Ma(n=7，MSWD=2.1) [30] FJS39 - N27°54'29"、
E108°39'10"梵净山群下部 火山碎屑岩 SIMS 827±15Ma(n=10，MSWD=3.0) [30] FG7 桃树林 N27°59'01"、
E108°41'24"梵净山群淘金河组 白云母花岗岩 SIMS 827.5±7.4Ma(n=10，MSWD=1.7) [30] T0731 金顶下1.6 km N27°55'03.6"、
E108°40'41.8"梵净山群回香坪组 火山集块岩 SHRIMP 840±11Ma(n=12，MSWD=0.86) [31] T090420a 桃树林 N27°59.026',
E108°41.403'梵净山群淘金河组 白云母花岗岩 LA-ICP-MS 838.5±1.5Ma(n=14，MSWD=11.1) [32] F1048-1B-2 桃树林 N27°59.025'、
E108°41.401'梵净山群淘金河组 白云母花岗岩 SHRIMP 835±5Ma(n=15，MSWD=1.2) [33] T09419-5 公园大门 N27°50.821'、
E108°46.211'板溪群甲路组 凝灰岩 LA-ICP-MS 814.0±6.3Ma(n=17，MSWD=1.5) [34] FJS-387A - - 梵净山群 辉长岩 SHRIMP 821±4Ma(n=15，MSWD=1.3) [35] HS24 - N28°01'58.6"、
E108°41'37.0"板溪群 英安岩 LA-ICP-MS 805.8±1.6Ma(n=14，MSWD=0.24) [36] JIA 平所村 N27°59'13.4"、
E108°40'34.6"板溪群甲路组 辉绿岩 LA-ICP-MS 805.3±4.5Ma(n=14,MSWD=0.043) 本次研究 注:*代表207Pb/206Pb年龄加权平均值 
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表 2 梵净山地区辉绿岩LA-ICP-MS锆石U-Th-Pb同位素比值及年龄
Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Th-Pb dating results for diabase in Fanjingshan area
编号 Th /10-6 U /10-6 Th/U 207Pb/235U比值 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U比值 206Pb/238U 1σ 207Pb/235U年龄/Ma 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U年龄/Ma 206Pb/238U 1σ 谐和度 岩浆锆石 JIA-02 619 442 1.40 1.2552 0.0305 0.1328 0.0016 826 14 804 9 97% JIA-06 286 287 1.00 1.2234 0.0315 0.1330 0.0017 811 14 805 10 99% JIA-07 288 658 0.44 1.2679 0.0258 0.1330 0.0016 831 12 805 9 96% JIA-08 658 564 1.17 1.2590 0.0296 0.1328 0.0014 827 13 804 8 97% JIA-10 126 175 0.72 1.2341 0.0396 0.1327 0.0018 816 18 803 10 98% JIA-12 2693 904 2.98 1.2289 0.0259 0.1331 0.0014 814 12 805 8 98% JIA-13 1911 1063 1.80 1.2333 0.0228 0.1333 0.0013 816 10 807 7 98% JIA-16 118 248 0.47 1.2547 0.0302 0.1338 0.0017 826 14 809 10 98% JIA-17 104 372 0.28 1.2575 0.0283 0.1335 0.0013 827 13 808 8 97% JIA-18 1637 782 2.09 1.2362 0.0279 0.1329 0.0015 817 13 804 9 98% JIA-19 769 497 1.55 1.2669 0.0287 0.1327 0.0015 831 13 803 9 96% JIA-20 3298 2108 1.56 1.2428 0.0282 0.1330 0.0015 820 13 805 9 98% JIA-21 518 400 1.30 1.2128 0.0299 0.1333 0.0013 806 14 807 7 99% JIA-22 54 239 0.23 1.2367 0.0364 0.1328 0.0019 817 17 804 11 98% 捕获锆石 JIA-01 64 91 0.70 2.4247 0.0969 0.2211 0.0026 1250 29 1288 14 97% JIA-03 277 504 0.55 3.3343 0.0721 0.2526 0.0032 1489 17 1452 16 97% JIA-04 268 378 0.71 1.2912 0.0324 0.1392 0.0014 842 14 840 8 99% JIA-05 616 497 1.24 1.2752 0.0297 0.1387 0.0017 835 13 837 9 99% JIA-09 115 398 0.29 3.2740 0.0737 0.2510 0.0030 1475 18 1444 15 97% JIA-11 194 370 0.52 1.3677 0.0327 0.1453 0.0018 875 14 875 10 99% JIA-14 134 80 1.67 5.8957 0.1289 0.3312 0.0045 1961 19 1844 22 93% JIA-15 1 353 0.00 2.0986 0.0461 0.1895 0.0016 1148 15 1119 9 97% JIA-23 288 680 0.42 1.2744 0.0360 0.1405 0.0032 834 16 847 18 98% 注:谐和度=100×(1-abs(206Pb/238U Age-207Pb/235U Age)/((206Pb/238U Age+207Pb/235U Age)/2))
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