地质通报  2019, Vol. 38 Issue (2-3): 360-370  
0

引用本文 [复制中英文]

代雅然, 张嘉玮, 彭松柏, 叶太平, 王敏, 戴传固, 张慧, 陈建书. 贵州梵净山地区新元古代拉伸纪岩浆演化时序[J]. 地质通报, 2019, 38(2-3): 360-370.
[复制中文]
Dai Y R, Zhang J W, Peng S B, Ye T P, Wang M, Dai C G, Zhang H, Chen J S. Geochronologic sequence of Neoproterozoic Tonian magmatism in Fanjingshan area, xiuning Country, Guizhou Province[J]. Geological Bulletin of China, 2019, 38(2-3): 360-370.
[复制英文]

基金项目

国家自然科学基金项目《江南造山带西段梵净山新元古代玄武岩岩浆演化与构造背景研究》(批准号:41603039)、中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室开放研究基金《江南造山带西缘梵净山地区镁铁-超镁铁岩铂族元素研究》(编号:201510)、贵州省科技计划项目:贵州省地质调查院院士工作站(编号:黔科合平台人才[2018]5626)、贵州省地质矿产勘查开发局2017年度学术新苗培养及创新探索专项(编号:黔科合平台人才[2017]5739)及贵州省地质物探开发应用工程技术研究中心项目(编号:黔科合[2016]平台人才5401)

作者简介

代雅然(1991-), 女, 硕士, 工程师, 从事岩石成因研究。E-mail:1127390989@qq.com

通讯作者

张嘉玮(1986-), 男, 博士, 高级工程师, 从事前寒武纪地质调查及研究。E-mail:jiaweizhang@live.cn

文章历史

收稿日期: 2018-05-03
修订日期: 2018-06-12
贵州梵净山地区新元古代拉伸纪岩浆演化时序
代雅然1,2 , 张嘉玮1 , 彭松柏2 , 叶太平3 , 王敏1 , 戴传固1 , 张慧1 , 陈建书1     
1. 贵州省地质矿产勘查开发局贵州省地质调查院, 贵州 贵阳 550081;
2. 中国地质大学(武汉)地球科学学院, 湖北 武汉 430074;
3. 贵州省地质矿产勘查开发局贵州省地质矿产中心实验室, 贵州 贵阳 550018
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。
关键词: 江南造山带    武陵运动    板溪群    辉绿岩    锆石U-Pb定年    地质公园    
Geochronologic sequence of Neoproterozoic Tonian magmatism in Fanjingshan area, xiuning Country, Guizhou Province
DAI Yaran1,2, ZHANG Jiawei1, PENG Songbai2, YE Taiping3, WANG Min1, DAI Chuangu1, ZHANG Hui1, CHEN Jianshu1     
1. Guizhou Geological Survey, Bureau of Geology and Mineral Exploration and Development of Guizhou Province, Guiyang 550081, Guihzou, China;
2. School of Earth Sciences, Chinese University of Geosciences, Wuhan 430074, Hubei, China;
3. Guizhou Central Laboratory of Geology and Mineral Resources, Bureau of Geology and Mineral Exploration and Development of Guizhou Province, Guiyang 550018, Guizhou, China
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.
Key words: Jiangnan Orogen    Wuling movement    Banxi Group    diabase    zircon U-Pb dating    geopark    

江南造山带位于华南扬子板块与华夏板块之间, 其中分布着中国出露最连续、面积最大的新元古代浅变质岩浆-沉积岩系。关于这些岩石的成因, 目前主要有3种观点:①部分学者认为, 扬子和华夏板块在900Ma左右碰撞形成统一的华南大陆[1-2], 而包括梵净山玄武岩在内的新元古代中期(850~740Ma)玄武岩主要为拉斑玄武岩, 岩石多具有类似洋岛玄武岩(OIB)的微量元素特征[3], 为板内非造山成因, 是地幔柱/超级地幔柱活动的产物[4-9]。②另一部分学者根据造山带内大量火山岩均强烈亏损Nb和Ti, 富集大离子亲石元素等特征, 结合江南造山带内蛇绿岩[10-11]、华夏板块变质作用[12]等的发现, 认为华南新元古代(特别是大于800Ma)的岩浆岩均为岛弧-弧后盆地成因, 与扬子和华夏板块的俯冲碰撞作用有关[13-14]。但在碰撞时限和模式上, 目前存在870~830Ma单向俯冲[15-18]和825~815Ma双向俯冲[19]2种不同观点。③还有部分学者认为, 新元古代拉伸纪岩浆活动是早期弧-陆碰撞、晚期伸展垮塌和大陆裂谷再造的产物, 造山运动持续到820Ma左右, 而随后的岩浆活动形成于岩石圈伸展-裂陷阶段[20-21]

年代学是研究岩石成因的重要手段, 近年来大量文章报道了江南造山带各类岩浆岩的年龄, 显著地提高了该区的研究程度。但是必须注意的是, 一些岩石年龄数据可能与野外地质证据存在矛盾, 认识有待进一步深化。笔者认为, 由于地质作用的复杂性、研究尺度的差异性(整个造山带或局部)、岩石类型的模糊性(玄武岩或基性岩)、定年方法的精准性、年龄引用的主观性(全面、取舍)、岩石地球化学数据的多解性所导致的构造背景误判(基性岩的岛弧或地幔柱, 酸性岩的同造山或非造山)等多种因素共同作用, 区域对比研究难以开展, 若仅采用并集的方式总结岩浆演化规律, 可能难以达到成效。此外, 江南造山带东西段的岩石在沉积时代上存在时间差, 角度不整合面之上岩石的沉积下限为814~766Ma不等[22], 因此, 有必要分区域进行细致研究。只有将各典型地区不同时期的岩浆岩组合、地球化学特征、地层岩性、沉积时限、构造背景等内容厘清, 区域上的综合对比才有基础。

江南造山带可分为东段(赣皖浙一带)和西段(湘黔桂一带), 梵净山地区位于江南造山带西段, 该地区地层出露完整, 露头相对连续, 地质体之间的接触关系清晰, 岩石年代学研究程度较高。但是, 目前尚未有研究对该区已发表的岩浆岩年龄进行细致的梳理与总结。此外, 以往物探工作显示, 在梵净山地区板溪群中发现众多航磁异常, 推测为隐伏的基性-超基性岩体引起, 但是, 目前缺乏相关岩浆岩的报道与研究。最近, 贵州省地质调查院于梵净山地区首次发现了一套侵入于甲路组的基性岩, 本文对该岩体进行U-Pb年代学研究, 进一步完善该区的年代学格架, 并结合已有的岩浆岩及其年龄报道开展详细评估, 揭示江南造山带西段新元古代拉伸纪完整的岩浆演化历史。

1 区域地质概况

研究区出露的新元古代拉伸纪地层主要为梵净山群和板溪群, 两者呈高角度不整合接触。梵净山群仅见于贵州省东部江口、印江、松桃三县, 位于一个大型穹状背斜核部, 出露面积约270km2, 由下至上可分为7个组, 分别为淘金河组、余家沟组、肖家河组、回香坪组、铜厂组、洼溪组、独岩塘组, 各组之间均为整合接触。淘金河组为一套变质凝灰岩、变质粉砂岩, 夹层状变质基性-超基性侵入岩, 该套地层未见底。余家沟组由变质粉砂岩、变质细砂岩、板岩及层状变质基性侵入岩组成。肖家河组主要由一套变质粉砂岩、板岩, 夹层状变质基性-超基性侵入岩构成。回香坪组由变质凝灰质粉砂岩、绿泥绢云板岩组成, 其间以存在大量巨厚变质玄武质熔岩、层状基性-超基性侵入岩为显著特征。铜厂组主要由变质砂岩、凝灰质砂岩等组成。洼溪组由变质粉砂岩、变质砂岩、变质石英晶屑凝灰岩、绢云板岩组成。独岩塘组的岩性组合为变质砂岩、变质粉砂岩与粉砂质绢云板岩及绢云板岩互层。最近针对该区沉积岩的碎屑锆石研究表明, 梵净山群及其相当层位形成于860~825Ma[23-24]。此外, 梵净山群内有白云母花岗岩、石英钠长斑岩等酸性岩侵入

板溪群出露于梵净山群周围, 面积约500km2。板溪群在该区出露不完整, 由下而上依次可见芙蓉坝组、甲路组、红子溪组, 各组之间为整合接触。芙蓉坝组是板溪群最底部的一套地层, 与下伏梵净山群呈角度不整合接触, 主要为变质砾岩、变质砂砾岩、变质岩屑砂岩等。甲路组主要为钙质板岩及钙质千枚岩夹层状变质基性侵入岩体。红子溪组岩性为板岩, 夹少量变质细砂岩及变质粉砂岩, 上部夹变质凝灰岩。已有的年代学研究表明, 与板溪群同期沉积的下江群形成于815~725Ma[25], 丹洲群形成于820~725Ma[26]。本文结合最新的区域地质调查与研究成果, 对梵净山群及板溪群的岩浆岩进行了细致的划分(图 1)与总结(表 1)。

图 1 梵净山地区地质图(a, 据参考文献[27]修改)及综合柱状图(b, 据参考文献等比例绘制) Fig.1 Geological map (a) and true-scale of the sedimentary sequence column of Fanjingshan area (b)
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
2 岩石学特征及采样

新发现的基性侵入岩位于印江土家族苗族自治县平所村公路边, GPS坐标为北纬27°59′13.4″、东经108°40′34.6″。该岩体为公路边的孤立露头(图 2-a), 周边地层为板溪群甲路组, 因此推测其侵入层位为甲路组。岩石遭受强烈蚀变, 部分岩石变质为滑石片岩。采集该基性岩体样品21kg, 编号为JIA, 用于岩矿鉴定及年代学研究。

图 2 辉绿岩野外露头(a)及显微镜下特征(b)(单偏光) Fig.2 The outcrop of the diabase (a) and the representative thin section photo (b) Px-辉石; Pl-斜长石

该岩石具有块状构造、蚀变残余结构。由于后期蚀变作用, 镜下仅见少量斜长石、辉石残留。斜长石以碳酸盐化为主, 蚀变为方解石、石英, 亦见少量斜长石绢云母化。部分方解石保存斜长石自形-半自形板柱状形态。辉石以绿泥石化为主, 蚀变为细小鳞片状绿泥石, 部分保存辉石他形粒状形态, 亦有部分辉石碳酸盐化。磁铁矿呈半自形-他形粒状, 粒度多在0.1~0.2mm之间, 星散分布。矿物斜长石含量为3%~5%, 碳酸盐矿物为55%, 石英为15%~ 20%, 磁铁矿为2%~3%, 蚀变粘土(包括绿泥石)为25%~30%(图 2-b)。根据野外产状、手标本及镜下特征综合判断, 岩石可能为辉绿岩经后期强烈蚀变而成。

3 分析方法

样品JIA的锆石制靶和阴极发光照片均在廊坊市拓轩岩矿检测服务有限公司完成。机械性粉碎块样至60~80目, 进行重力磁力分选, 随后利用双目镜挑选锆石颗粒, 并将其粘在双面胶上, 利用无色透明的环氧树脂固定, 待环氧树脂固化后, 将锆石抛光, 使其内部结构剖面充分暴露。制靶完成后, 对样品进行阴极发光(CL)图像的拍摄, 以便观察锆石的内部结构。结合透射光与反射光图像, 选择锆石振荡环带发育, 无裂隙、无包裹体、无锆石继承核的部位, 开展测试分析。

LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室完成。激光剥蚀系统为Coherent公司生产的193nm准分子激光系统, ICP-MS为Agilent 7700x电感耦合等离子质谱仪。激光剥蚀过程中采用氦气作为载气, 由一个T型接头将氦气和氩气混合后进入ICP-MS中。每个采集周期包括约20s的空白信号和50s的样品信号。激光剥蚀束斑直径为32μm。U-Pb同位素定年采用锆石91500作为外标进行同位素分馏校正, 每分析10个样品点, 分析2次91500标样。对于与分析时间有关的U-Th-Pb同位素比值漂移, 利用91500的变化采用线性内插的方式进行校正。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMSDataCal完成[37]。锆石U-Pb年龄谐和图绘制和年龄加权平均计算均采用Isoplot[38]完成。

4 实验结果

本次共分析测试点23个(表 2), 其206Pb/238U年龄为1844~803Ma, 所有测点的U-Pb年龄谐和度均大于90%。其中14个测试点的年龄较集中且最年轻, 其206Pb/238U年龄加权平均值为805.3 ± 4.5Ma (MSWD=0.043)。这些锆石粒径为100~150μm, 形状不规则, 部分锆石具清晰的棱角, 大多数锆石振荡环带清晰(图 3-a)。已有研究表明, 岩浆锆石与变质锆石Th/U值存在较大差异, 通常情况下, 锆石Th/U>0.1为岩浆成因, Th/U < 0.1为变质成因[39]。本次测年锆石的Th/U值为0.23~2.98, 表明其为岩浆锆石。因此, 该辉绿岩的形成年龄应为805Ma(图 3-b)。其余9个锆石测试点206Pb/238U年龄介于1844~837Ma之间, 锆石多具有磨圆及不完整特征, 推测其为岩浆上升过程中捕获的锆石。

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
图 3 锆石阴极发光(CL)图像(a)及U-Pb年龄谐和图(b) Fig.3 Cathodoluminescence (CL) images of zircons (a) and U-Pb age concordia plot (b)
5 讨论 5.1 梵净山地区已有岩浆岩年龄评估 5.1.1 拉伸纪早期(梵净山期)岩浆岩

火山碎屑岩:夹持于沉积岩中的火山碎屑岩时代可以较准确地限定地层的沉积时代。桃树林北余家沟组变余晶屑凝灰岩的锆石年龄为851.3±4.0Ma(n= 20, MSWD=1.5), 鱼坳铜厂组变余沉凝灰岩的锆石年龄为832.0±8.5Ma(n=11, MSWD=6.5)[28], 回香坪组顶部凝灰岩的锆石年龄为840 ± 5Ma(n=17, MSWD=1.5)[22]。这3组年龄较好地限定了这些地层的沉积时代, 并为其他岩浆岩的年龄提供了重要的参考依据。

玄武岩:Zhou等[17]首次报道了回香坪组玄武岩的锆石207Pb/206Pb年龄为814±15Ma(n=7, MSWD= 0.57), 但是该年龄误差较大, 而且比上覆铜厂组沉凝灰岩的年龄年轻, 与地质事实不符。随后Zhao等[30]对梵净山群内2处火山岩进行了锆石SIMS UPb定年, 其结果为830.8±4.4Ma(n=7, MSWD=2.1)和827±15Ma(n=10, MSWD=3.0)。最近张传恒等[31]获得回香坪组顶部安山质熔结火山集块岩锆石年龄为840±11Ma(n=12, MSWD=0.86), 与回香坪组顶部凝灰岩的锆石年龄十分吻合[22]。综合上述定年结果及野外地质现象考虑, 玄武岩喷发结束时间在840Ma左右。

花岗岩:Zhao等[30]报道了梵净山北部桃树林岩体SIMS锆石U-Pb定年结果为827.5±7.4Ma(n=10, MSWD=1.7), 王敏等[32]报道了该岩体的LA-ICPMS锆石年龄为838.5±1.5Ma(n=14, MSWD=11.1);高林志等[33]通过SHRIMP锆石U-Pb定年, 再次确定该岩体的侵位年龄为835±5Ma(n=15, MSWD= 1.2)。综合三者年龄及误差, 本次研究对3组年龄数据重新进行了计算, 获得岩体形成时间为834.0± 3.1Ma(n=28, MSWD=0.32)。梵净山棉絮岭东西两侧及青龙洞一带出露的岩体, 受制于交通条件, 目前研究程度较低。这些岩体与桃树林岩体是否属于同一期花岗质岩浆事件有待进一步调查研究。

基性-超基性侵入岩:梵净山群的基性-超基性侵入岩十分发育, 淘金河组、余家沟组、肖家河组、回香坪组均有侵入。前人对这些岩石进行了大量的年代学研究, 现对这些年龄进行评估及综述。

(1) 淘金河组:王敏等[27]报道了顺层侵入淘金河组的辉长岩内部和边部锆石年龄, 分别为804±5Ma (n=14, MSWD=0.24)及813 ± 8Ma(n=7, MSWD= 0.19)。薛怀民等[35]报道了疑似侵入淘金河组的辉长岩锆石年龄, 为821±4Ma(n=15, MSWD=1.3)。但是, 已有的地质调查工作表明, 淘金河组中的基性侵入岩被834Ma的白云母花岗岩切割(图 1), 野外地质调查与分析测试工作存在矛盾, 需要针对这两方面开展更细致的研究, 因此本次研究没有讨论淘金河组基性-超基性岩的年龄。

(2) 余家沟组:目前没有关于该层位中基性岩体年代学的报道。

(3) 肖家河组:王敏[29]报道了侵入肖家河组的辉绿岩锆石年龄为856.3 ± 4.5Ma(n=4, MSWD= 0.0024), 但是该年龄仅有4个点参与计算, 且比下伏余家沟组凝灰岩年龄老, 可能难以代表该辉绿岩的形成年龄。Zhou等[17]报道了侵入肖家河组的辉长辉绿岩锆石年龄, 为814 ± 6Ma(n=8, MSWD= 0.45), 与地质事实和已有数据大致相符, 基本可以代表该岩体的侵入年龄。

(4) 回香坪组:Zhou等[17]测得回香坪组内基性岩体(Fjs- 09- 2)的锆石年龄为831 ± 6Ma(n=22, MSWD=0.16), 可以代表该岩体的侵入时间。另外1件基性岩体样品(Fjs-07-2)虽然也获得了相近的锆石年龄827±24Ma[17], 但由于误差较大, 且仅有4个点参与年龄计算, 因此本次研究没有采用这个年龄。王敏等[27]报道了顺层侵入回香坪组的辉长岩锆石年龄为747.9±1.6Ma(n=10, MSWD=0.16)。但是该样品受后期扰动较大, 共分析了22个点, 其中只有10个点参与了该年龄计算, 其余锆石年龄范围较分散, 多介于583.3~35.3Ma之间, 因此本次研究没有采用这组年龄。

5.1.2 拉伸纪晚期(板溪期)岩浆岩

高林志等[34]在梵净山公园大门处采集了板溪群甲路组凝灰岩并进行了测年, 其年龄结果为814.0± 6.3Ma(n=17, MSWD=1.5), 表明甲路组形成于814Ma左右。最近有学者[36]报道, 板溪群内英安岩年龄为805.8±1.6Ma(n=38, MSWD=0.24), 但是, 根据笔者野外核实及镜下观察, 其采样层位实为南沱组砾岩, 因此本文没有采用该年龄。

本次新发现的侵入板溪群甲路组的辉绿岩年龄为805Ma。从年龄及岩性看, 该辉绿岩年龄与侵入肖家河的基性侵入岩年龄[17]在误差范围内一致, 暗示它们可能是同源基性岩浆活动的产物, 表明梵净山地区在814~805Ma存在一期强烈的基性岩浆作用, 该岩浆顺层侵入至梵净山群和板溪群中。另一方面, 从本次辉绿岩所携带的捕获锆石看, 研究区深部缺乏1100~880Ma的岩浆活动, 该结果与笔者针对梵净山群余家沟组砂岩开展的碎屑锆石物源研究结果十分吻合(待刊文章)。然而江南造山带东段, 普遍存在1100~880Ma的岩浆活动[40]。因此, 有理由推断, 江南造山带西段的盆地物源和岩浆构造演化可能与东段不同。

5.2 梵净山地区岩浆演化时序 5.2.1 基性-超基性岩浆活动

由于在野外难以区分, 前人在研究时多将玄武岩与基性-超基性岩作为一个整体讨论。但由梵净山地区岩浆演化时序(图 4)可知, 玄武岩与各层位中的基性-超基性侵入岩并不属于同一次岩浆活动的产物, 这些岩体的侵入时间明显晚于玄武岩的喷发时间。由于梵净山群及其相当层位形成于860~825Ma[23-24], 板溪群及其相当层位形成于820~ 725Ma[26], 因此造成角度不整合的武陵运动发生于825~820Ma。若以角度不整合为界, 这些层状基性-超基性侵入岩可以清晰地划分为2个没有重叠的活动时期:第一次基性岩浆侵位发生在831Ma左右(玄武岩喷发结束后, 武陵运动以前), 基性岩浆顺层侵入梵净山群回香坪组中; 第二次基性岩浆侵位于814~805Ma(武陵运动之后), 基性岩浆顺层侵入梵净山群肖家河组及板溪群甲路组中。

图 4 梵净山地区新元古代拉伸纪岩浆活动时序 Fig.4 Geochronology sequence of Neoproterozoic Tonian magmatism in Fanjingshan area
5.2.2 酸性岩浆活动

从已有年龄数据看, 梵净山地区的酸性岩浆活动主要发生于834Ma, 以桃树林白云母花岗岩体为代表。但值得注意的是, 在梵净山群余家沟组及板溪群芙蓉坝组内, 均发现大量花岗岩变质砾石, 其中部分花岗岩变质砾石的副矿物组合、副矿物晶形、物性等特征与梵净山地区出露的桃树林岩体差别极大。王敏[29]研究发现, 花岗岩砾石与出露的桃树林岩体在SiO2、Al2O3、Fe2O3、MgO、K2O等主量、稀土元素存在明显差异。定年结果显示, 在板溪群芙蓉坝组中花岗岩砾石形成于855.1±1.5Ma(n=21, MSWD=1.6)[29], 明显早于桃树林岩体(834Ma), 暗示该期酸性岩浆活动确实存在, 只是目前尚未发现其原生露头。

5.2.3 岩浆构造演化时序及区域对比

最近, Xia等[41]通过对江南造山带大量年代学与地球化学数据进行综合分析, 将新元古代拉伸纪岩浆演化划分为4个时期, 即扬子大洋岛弧和华夏大陆岛弧的形成时期(1000~860Ma)、双向俯冲与大陆岛弧形成时期(860~825Ma)、扬子与华夏板块碰撞形成江南造山带时期(825~805Ma)、大陆裂谷形成时期(805~750Ma)。

在梵净山地区, 以武陵运动(825~820Ma)划分, 可识别出2期岩浆活动。第一期表现出花岗岩(855Ma)→玄武岩(约840Ma)→白云母花岗岩(834Ma)→基性-超基性岩(831Ma)的演化时序, 而第二期主要为基性-超基性岩(814~805Ma)的活动(图 4)。至于这些岩石的成因, 仍然存在诸多争议。薛怀民等[35]认为, 上述岩浆演化序列反映构造环境由俯冲-碰撞到拉张-裂谷的变化。Zhou等[17]认为, 梵净山地区第一期基性岩具有岛弧地球化学特点。形成于834Ma的白云母花岗岩具有S型花岗岩特征, 有学者认为这些岩石形成于同碰撞构造背景[17], 但也有学者认为该岩石成因可能与地幔柱活动有关[32]

近期研究表明, 黔东南-桂北地区新元古代拉伸纪岩浆活动可划分为3期。在第一期岩浆活动中, 基性-超基性岩形成时限为861~835Ma, 它们形成于大陆弧[12]或弧后构造背景[42]; 酸性岩浆形成时限为838~822Ma, 它们形成于同碰撞时期[43]。第二期岩浆活动包括桂北地区侵入到四堡群812Ma的黑家湾辉绿岩及804~794Ma的花岗岩[44], 它们形成于后碰撞的大地构造背景。第三期岩浆活动主要表现为广西龙胜三门一带(可能也包括黔东南从江一带)的岩浆岩, 其年龄为765~760Ma[45], 该岩石的形成与弧内伸展环境[42]亦或地幔柱作用形成的大陆裂谷[45]有关。

梵净山地区发育的2期岩浆活动可与黔东南-桂北地区前2期岩浆活动相对应。第一期岩浆活动出露面积较小, 持续时间长, 且地球化学特征与岛弧岩浆相似[17, 46], 与典型的地幔柱岩浆活动不同[47]。因此, 该期岩浆活动的成因可能与扬子板块和华夏板块的俯冲碰撞有关。第二期岩浆活动(814~805Ma)可能代表了华南大陆裂陷作用的发生时间。

5.3 下一步研究方向

近期越来越多的研究发现, 同样的构造环境可能形成不同类型的花岗质岩石[48], 不同的构造环境也可以形成相同类型的花岗质岩石[23, 49], 中酸性侵入岩的岩石类型和地球化学特征主要受其地壳和地幔源区成分控制[50]。基性-超基性侵入岩受结晶分异与地壳混染作用影响, 其原始岩浆成分恢复较困难, 地幔源区性质也较难限定。因此, 根据花岗岩和基性-超基性侵入岩的成分判断其形成时的构造背景, 进而推断江南造山带的构造属性, 需要慎重。

就梵净山地区而言, 梵净山群回香坪组中的玄武岩无疑是解决上述问题的关键。但是由于大陆溢流玄武岩常受到岩石圈地幔和地壳同化混染作用影响, 易出现类似于岛弧玄武岩的微量元素特征(低Nb、Ti、Ta等), 常导致构造背景误判[51-52]。最近的研究表明, 地幔柱成因的大陆溢流玄武岩和洋岛玄武岩与俯冲成因的岛弧玄武岩, 在源区地幔潜能温度[53]和岩浆水含量[54]两方面均存在差异。前人对部分江南造山带内玄武岩的地幔潜能温度进行了初步计算[55-56], 更系统的工作有待开展; 截至目前, 江南造山带暂无关于岩浆水含量的系统报道。因此, 开展梵净山地区玄武岩地幔潜在温度及岩浆水含量的研究, 也许是探究其岩浆成因及大地构造背景的另一条途径。

6 结论

本文对梵净山地区侵入板溪群甲路组的辉绿岩进行了年代学研究, 并通过系统梳理江南造山带西段梵净山地区岩浆活动, 获得结论如下。

(1) 该辉绿岩体形成于805Ma左右。

(2) 新元古代拉伸纪早期(梵净山期)存在花岗岩(855Ma)→玄武岩(约840Ma)→白云母花岗岩(834Ma)→基性-超基性侵入岩(831Ma)的岩浆时序, 拉伸纪晚期(板溪期)存在一次基性-超基性岩浆活动(814~805Ma)。

(3) 梵净山期岩浆活动可能与扬子板块和华夏板块的俯冲碰撞作用有关, 板溪期岩浆活动可能与华南大陆的伸展裂陷作用有关。

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。

参考文献
[1]
Li Z X, Wartho J A, Occhipinti S, et al. Early history of the eastern Sibao Orogen (South China) during the assembly of Rodinia:new mica 40Ar/39Ar dating and SHRIMP U-Pb detrital zircon provenance constraints[J]. Precambrian Research, 2007, 159: 79-94. DOI:10.1016/j.precamres.2007.05.003
[2]
Li X H, Li W X, Li Z X, et al. Amalgamation between the Yangtze and Cathaysia Blocks in South China:constraints from SHRIMP UPb zircon ages, geochemistry and Nd-Hf isotopes of the Shuangxiwu volcanic rocks[J]. Precambrian Research, 2009, 174: 117-128. DOI:10.1016/j.precamres.2009.07.004
[3]
李献华, 王选策, 李武显, 等. 华南新元古代玄武质岩石成因与构造意义:从造山运动到陆内裂谷[J]. 地球化学, 2008, 37(4): 382-398. DOI:10.3321/j.issn:0379-1726.2008.04.012
[4]
Li Z X, Li X H, Kinny P D, et al. Geochronology of Neoproterozoic syn-rift magmatism in the Yangtze Craton, South China and correlations with other continents:Evidence for a mantle super plume that broke up Rodinia[J]. Precambriam Research, 2003, 122: 85-109. DOI:10.1016/S0301-9268(02)00208-5
[5]
Li Z X, Li X H, Li W X, et al. Was Cathaysia part of Proterozoic Laurentia?-new data from Hainan Island, South China[J]. Terra Nova, 2008, 20: 154-164. DOI:10.1111/j.1365-3121.2008.00802.x
[6]
Li X H, Li Z X, Ge W C, et al. Neoproterozoic granitoids in South China:Crustal melting above a mantle plume at ca. 825Ma?[J]. Precambriam Research, 2003, 122: 45-83. DOI:10.1016/S0301-9268(02)00207-3
[7]
Li X H, Li W X, Li Z X, et al. 850-790 Ma bimodal volcanic and intrusive rocks in northern Zhejiang, South China:a major episode of continental rift magmatism during the breakup of Rodinia[J]. Lithos, 2008, 102: 341-357. DOI:10.1016/j.lithos.2007.04.007
[8]
Wang X C, Li Z X, Li X H, et al. Geochemical and Hf-Nd isotope data of Nanhua rift sedimentary and volcaniclastic rocks indicate a Neoproterozoic continental flood basalt provenance[J]. Lithos, 2011, 127: 427-440. DOI:10.1016/j.lithos.2011.09.020
[9]
Wang X C, Li X H, Li Z X, et al. Episodic Precambrian crust growth:evidence from U-Pb ages and Hf-O isotopes of zircon in the Nanhua Basin, central South China[J]. Precambrian Research, 2012, 222/223: 386-403. DOI:10.1016/j.precamres.2011.06.001
[10]
Zhang S B, Wu R X, Zheng Y F. Neoproterozoic continental accretion in South China:geochemical evidence from the Fuchuan ophiolite in the Jiangnan orogen[J]. Precambrian Research, 2012, 220: 45-64.
[11]
Yao J, Cawood P, Shu L, et al. An Early Neoproterozoic Accretionary Prism Ophiolitic Mélange from the Western Jiangnan Orogenic Belt, South China[J]. The Journal of Geology, 2016, 124: 587-601. DOI:10.1086/687396
[12]
Yao J, Shu L, Cawood P, et al. Constraining timing and tectonic implications of Neoproterozoic metamorphic event in the Cathaysia Block, South China[J]. Precambrian Research, 2017, 293: 1-12. DOI:10.1016/j.precamres.2017.01.032
[13]
Wang X L, Zhou J C, Griffin W L, et al. Detrital zircon geochronology of Precambrian basement sequences in the Jiangnan orogen:dating the assembly of the Yangtze and Cathaysia blocks[J]. Precambrian Research, 2007, 159: 117-131. DOI:10.1016/j.precamres.2007.06.005
[14]
Zhang Y, Wang Y, Geng H, et al. Early Neoproterozoic (~850 Ma) back-arc basin in the Central Jiangnan Orogen (Eastern South China):geochronological and petrogenetic constraints from metabasalts[J]. Precambrian Research, 2013, 231: 325-342. DOI:10.1016/j.precamres.2013.03.016
[15]
Zhou M F, Ma Y X, Yan D P, et al. The Yanbian terrane (Southern Sichuan Province, SW China):a neoproterozoic arc assemblage in the western margin of the Yangtze Block[J]. Precambrian Research, 2006, 144: 19-38. DOI:10.1016/j.precamres.2005.11.002
[16]
Zhou M F, Yan D P, Wang C L, et al. Subduction-related origin of the 750 Ma Xuelongbao adakitic complex (Sichuan Province, China):implications for the tectonic setting of the giant Neoproterozoic magmatic event in South China[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2006, 248: 286-300. DOI:10.1016/j.epsl.2006.05.032
[17]
Zhou J C, Wang X L, Qiu J S. Geochronology of Neoproterozoic mafic rocks and sandstones from northeastern Guizhou, South China:coeval arc magmatism and sedimentation[J]. Precambrian Research, 2009, 170: 27-42. DOI:10.1016/j.precamres.2008.11.002
[18]
Cawood P A, Wang Y J, Xu Y J, et al. Locating South China in Rodinia and Gondwana:a fragment of greater India lithosphere[J]. Geology, 2013, 41: 903-906. DOI:10.1130/G34395.1
[19]
Zhao G C. Jiangnan Orogen in South China:Developing from divergent double subduction[J]. Gondwana Research, 2015, 27: 1173-1180. DOI:10.1016/j.gr.2014.09.004
[20]
Zheng Y F, Zhang S B, Zhao Z F, et al. Contrasting zircon Hf and O isotopes in the two episodes of Neoproterozoic granitoids in South China:Implications for growth and reworking of continental crust[J]. Lithos, 2007, 96: 127-150. DOI:10.1016/j.lithos.2006.10.003
[21]
Zheng Y F, Wu R X, Wu Y B. Rift melting of juvenile arc derived crust:Geochemical evidence from Neoproterozoic volcanic and granitic rocks in the Jiangnan Orogen, South China[J]. Precambrian Research, 2008, 163: 351-383. DOI:10.1016/j.precamres.2008.01.004
[22]
高林志, 陈建书, 戴传固, 等. 黔东地区梵净山群与下江群凝灰岩SHRIMP锆石U-Pb年龄[J]. 地质通报, 2014, 33: 949-959. DOI:10.3969/j.issn.1671-2552.2014.07.002
[23]
Wang X L, Zhou J C, Griffin W L, et al. Geochemical zonation across a Neoproterozoic orogenic belt:Isotopic evidence from granitoids and metasedimentary rocks of the Jiangnan orogen, China[J]. Precambrian Research, 2014, 242: 154-171. DOI:10.1016/j.precamres.2013.12.023
[24]
Wang J, Shu L, Santosh M. U-Pb and Lu-Hf isotopes of detrital zircon grains from Neoproterozoic sedimentary rocks in the central Jiangnan Orogen, South China:Implications for Precambrian crustal evolution[J]. Precambrian Research, 2017, 294: 175-188. DOI:10.1016/j.precamres.2017.03.025
[25]
覃永军, 杜远生, 牟军, 等. 黔东南地区新元古代下江群的地层年代及其地质意义[J]. 地球科学, 2015, 40: 1107-1120.
[26]
崔晓庄, 江新胜, 邓奇, 等. 桂北地区丹洲群锆石U-Pb年代学及对华南新元古代裂谷作用期次的启示[J]. 大地构造与成矿学, 2016, 154: 1049-1063.
[27]
王敏, 戴传固, 陈建书, 等. 贵州省梵净山区新元古代岩浆活动的年代学格架及其大地构造意义[J]. 中国地质, 2016, 43: 843-856.
[28]
王敏, 戴传固, 王雪华, 等. 贵州梵净山群沉积时代——来自原位锆石U-Pb测年证据[J]. 岩石矿物学杂志, 2012, 31: 843-857.
[29]
王敏.黔东北梵净山地区晚元古代岩浆活动及其大地构造意义[D].中国地质大学(北京)博士学位论文, 2012: 1-154. http://cdmd.cnki.com.cn/Article/CDMD-11415-1012364507.htm
[30]
Zhao J H, Zhou M F, Yan D P, et al. Reappraisal of the ages of Neoproterozoic strata in South China:No connection with the Grenvillian orogeny[J]. Geology, 2011, 34: 299-302.
[31]
张传恒, 高林志, 史晓颖, 等. 梵净山群火山岩锆石SHRIMP年龄及其年代地层学意义[J]. 地学前缘, 2014, 21: 139-143.
[32]
王敏, 戴传固, 王雪华, 等. 贵州梵净山白云母花岗岩锆石年代、铪同位素及对华南地壳生长的制约[J]. 地学前缘, 2011, 18: 213-223.
[33]
高林志, 戴传固, 丁孝忠, 等. 侵入梵净山群白岗岩锆石U-Pb年龄及白岗岩底砾岩对下江群沉积的制约[J]. 中国地质, 2011, 38: 1413-1420.
[34]
高林志, 戴传固, 刘燕学, 等. 黔东地区下江群凝灰岩锆石SHRIMP U-Pb年龄及其地层意义[J]. 中国地质, 2010, 37(4): 1071-1080.
[35]
薛怀民, 马芳, 宋永勤. 江南造山带西南段梵净山地区镁铁质-超镁铁质岩:形成时代、地球化学特征与构造环境[J]. 岩石学报, 2012, 28: 3015-3030.
[36]
Su J B, Dong S W, Zhang Y Q, et al. Orogeny processes of the western Jiangnan Orogen, South China:Insights from Neoproterozoic igneous rocks and a deep seismic profile[J]. Journal of Geodynamics, 2017, 103: 42-56. DOI:10.1016/j.jog.2016.12.004
[37]
Liu Y S, Hu Z C, Zong K Q, et al. Reappraisement and refinement of zircon U-Pb isotope and trace element analyses by LA-ICP-MS[J]. Chinese Science Bulletin, 2010, 55(15): 1535-1546. DOI:10.1007/s11434-010-3052-4
[38]
Ludwig K R, ISOPLOT 3. 0:A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel[J]. Berkeley Geochronology Center Special Publication, 2003, 4: 1-71.
[39]
Rubatto D. Zircon trace element geochemistry:partitioning with garnet and the link between U-Pb ages and metamorphism[J]. Chemical Geology, 2002, 184: 123-138. DOI:10.1016/S0009-2541(01)00355-2
[40]
Xin Y J, Li J H, Dong S W, et al. Neoproterozoic post-collisional extension of the central Jiangnan Orogen:Geochemical, geochronological, and Lu-Hf isotopic constraints from the ca. 820-800 Ma magmatic rocks[J]. Precambrian Research, 2017, 294: 91-110. DOI:10.1016/j.precamres.2017.03.018
[41]
Xia Y, Xu X, Niu Y, et al. Neoproterozoic amalgamation between Yangtze and Cathaysia blocks:The magmatism in various tectonic settings and continent-arc-continent collision[J]. Precambrian Research, 2018, 309: 56-87. DOI:10.1016/j.precamres.2017.02.020
[42]
Lin M, Peng S, Jiang X, et al. Geochemistry, petrogenesis and tectonic setting of Neoproterozoic mafic-ultramafic rocks from the western Jiangnan orogen, South China[J]. Gondwana Research, 2016, 35: 338-356. DOI:10.1016/j.gr.2015.05.015
[43]
Yao J, Shu L, Santosh M, et al. Neoproterozoic arc-related maficultramafic rocks and syn-collision granite from the western segment of the Jiangnan Orogen, South China:Constraints on the Neoproterozoic assembly of the Yangtze and Cathaysia Blocks[J]. Precambrian Research, 2014, 243: 39-62. DOI:10.1016/j.precamres.2013.12.027
[44]
Wang X L, Zhou J C, Qiu J S, et al. LA-ICP-MS U-Pb zircon geochronology of the Neoproterozoic igneous rocks from Northern Guangxi, South China:Implications for tectonic evolution[J]. Precambrian Research, 2006, 145: 111-130. DOI:10.1016/j.precamres.2005.11.014
[45]
Zhou J B, Li X H, Ge W C, et al. Age and origin of middle Neoproterozoic mafic magmatism in southern Yangtze Block and relevance to the break-up of Rodinia[J]. Gondwana Research, 2007, 12: 184-197. DOI:10.1016/j.gr.2006.10.011
[46]
Zhao J H, Zhou M F. Neoproterozoic high-Mg basalts formed by melting of ambient mantle in South China[J]. Precambrian Research, 2013, 233: 193-205. DOI:10.1016/j.precamres.2013.04.017
[47]
Campbell I H. Testing the plume theory[J]. Chemical Geology, 2007, 241: 153-176. DOI:10.1016/j.chemgeo.2007.01.024
[48]
Li S, Wang T, Wilde S A, et al. Evolution, source and tectonic significance of Early Mesozoic granitoid magmatism in the Central Asian Orogenic Belt (central segment)[J]. Earth-Science Reviews, 2013, 126: 206-234. DOI:10.1016/j.earscirev.2013.06.001
[49]
Wang M J, Song S G, Niu Y L, et al. Post-collisional magmatism:Consequences of UHPM terrane exhumation and orogen collapse, Qaidam UHPM belt, NW China[J]. Lithos, 2014, 210/211: 181-198. DOI:10.1016/j.lithos.2014.10.006
[50]
Chen Y X, Song S G, Niu Y L, et al. Melting of continental crust during subduction initiation:A case study from the Chaidanuoperaluminous granite in the North Qilian suture zone[J]. Geochim Cosmochim Acta, 2014, 132: 311-336. DOI:10.1016/j.gca.2014.02.011
[51]
Xia L Q. The geochemical criteria to distinguish continental basalts from arcrelated ones[J]. Earth-Science Reviews, 2014, 139: 195-212. DOI:10.1016/j.earscirev.2014.09.006
[52]
Wang X C, Wilde S A, Xu B, et al. Origin of Arc-Like Continental Basalts:Implications for Deep-Earth Fluid Cycling and Tectonic Discrimination[J]. Lithos, 2016, 261: 5-45. DOI:10.1016/j.lithos.2015.12.014
[53]
Lee C A, Luffi P, Plank T, et al. Constraints on the depths and temperatures of basaltic magma generation on Earth and other terrestrial planets using new thermobarometers for mafic magmas[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2009, 279: 20-33. DOI:10.1016/j.epsl.2008.12.020
[54]
Plank T, Kelley K A, Zimmer M M, et al. Why Do Mafic Arc Magmas Contain~4wt% Water on Average?[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2013, 364: 168-179. DOI:10.1016/j.epsl.2012.11.044
[55]
Wang X C, Li X H, Li W X, et al. Ca. 825 Ma komatiitic basalts in South China:First evidencefor >1500℃ mantle melts by a Rodinian mantle plume[J]. Geology, 2007, 35: 1103-1107. DOI:10.1130/G23878A.1
[56]
Wang X C, Li X H, Li W X, et al. Variable involvements of mantle plumes in the genesis of mid-Neoproterozoicbasaltic rocks in South China:A review[J]. Gondwana Research, 2009, 15: 381-395. DOI:10.1016/j.gr.2008.08.003
中国国土资源航空物探遥感中心.黔东地区重点航磁异常研究报告. 2016.
贵州一〇八地质队第三分队.贵州省梵净山区1: 50000区域地质调查报告. 1974.