新元古代中期江南造山带西段构造环境厘定及其构造演化

新元古代中期江南造山带西段构造环境厘定及其构造演化

“江南造山带”位于扬子地块东南部（刘俊等人，1993）的大地构造特征长期以来受到广泛关注。一个常见的观点是，从上新元古代到中国、南洋，有“岛拱弯曲带”或“多岛拱构造带”（郭令志等，19804；王洪志等，1982；王洪志等，1986；徐杰，1990；邢凤鸣等，1992；刘宝宇等，1993；殷凤福等，1999；尹福光等，2003），金宁运动在中国、湖南和绍兴运动中消失，形成了河绍缝合带。在这一段西部，仍然有一个完整的洋盆（王洪志，1982；王洪志等，1986；水涛，1987；刘宝宇等，1993；胡寿西等，2006；益津海等，2006；马瑞士，2006；王鹤年等，2006；杨明贵等，2009）。部分研究者认为存在印支期大洋,雪峰(江南)造山带为印支期阿尔卑斯式远程推覆体(许靖华等,1987;Hsüetal.,1988;李继亮等,1989;赵崇贺等,1996;陈海泓等,1998;何科昭等,1999)。不过该观点已为近些年的研究所否定(陈旭等,1995;唐晓珊等,1997;丘元禧等,1998,1999;廖卓庭,2000;李献华,2000;丁道桂等,2007a,2007b,2007c;张进等,2010)。近年来,在大量高精度锆石测年成果支持下,有关江南造山带新元古代地质背景和构造演化的研究再次得到深入(王剑等,2001;王剑,2005;周金城等,2005,2008,2009;李献华等,2008),认识水平也有很大提高,但对动力学背景的认识仍有较大分歧。李献华等(2008)提出了1.0Ga至760Ma期间华南从(俯冲)造山运动到陆内裂谷的地球动力学演化模型,特别强调地幔柱作用在约825Ma至760Ma期间对区域构造演化的控制。周金城等(2009)构建了从866Ma前至760Ma左右期间江南造山带从俯冲(岛弧)→碰撞→后造山伸展的构造演化框架,否定在此过程中有地幔柱作用。不同研究者通过火成岩特征、成因及其构造环境研究对“地幔柱”观点(LiZXetal.,1999,2003;葛文春等,2001a,2001b,2001c;李献华等,2001,2008;LiXHetal.,2003;Zhouetal.,2007;WangXCetal.,2007;Yeetal.,2007;Zhangetal.,2008)和“非地幔柱”观点(王孝磊等,2003,2004,2006;周金城等,2003a,2003b;Wangetal.,2006,2008a,2008b;Zhouetal.,2009;马铁球等,2009)进行了论证。湖南城步位于江南造山带西段南侧(图1),该地区发育新元古代火山-沉积岩及花岗岩。本文对城步新元古代火山岩和花岗岩进行了锆石SHRIMP年龄分析,并结合花岗岩构造环境的地球化学判别及区域地质资料探讨其大地构造意义。1岩石及岩石学特征研究区西部自东向西依次出露新元古代冷家溪群—板溪群、南华系、震旦系、寒武系、奥陶系及泥盆系(图2),南华系与板溪群之间为平行不整合接触,泥盆系与下古生界(奥陶系或寒武系)之间呈角度不整合接触。冷家溪群—板溪群下部为云场里组,由灰绿色绢云母微晶片岩、云母石英微晶片岩、黑云母变粒岩、含钙质黑云母微晶石英片岩、灰—灰白色薄至中层状大理岩、黑云石英大理岩夹变质基—中酸性火山岩组成。变质火山岩岩石类型有绿泥白云斜长片麻岩、黑云母二长片麻岩、黑云母斜长片麻岩、二云母二长片麻岩、斜长角闪岩、帘石阳起石片岩等,原岩为基性火山岩和(中)酸性火山岩,并构成双峰式火山岩组合1。冷家溪群—板溪群上部(砖墙湾组、架枧田组和岩门寨组)为一套板岩、凝灰质板岩、砂岩、粉砂岩等碎屑岩沉积。上述冷家溪群—板溪群以往整体划归板溪群,但从本次所获年龄资料、变质程度及侵位花岗岩体年龄来看,该套地层下部的云场里组应属冷家溪期(武陵期)沉积,上部砖墙湾组、架枧田组和岩门寨组属板溪期(雪峰期)沉积。南华系为含砾板岩、砂岩夹板岩。震旦系为碳质页岩、硅质岩。寒武系—奥陶系为碳质页岩、页岩、砂岩等碎屑岩夹碳酸盐岩。泥盆系下部为砂岩、砾岩、页岩,上部为钙质页岩、泥灰岩、灰岩等。研究区东部主要为苗儿山加里东期花岗岩体,岩石类型有细粒花岗闪长岩和石英闪长岩、细中粒—粗中粒斑状黑云母二长花岗岩、细粒二云母二长花岗岩等。苗儿山岩体内部侵入有侏罗纪花岗岩,主要岩性为斑状黑云母二长花岗岩和细粒二云母二长花岗岩。苗儿山岩体西侧有小规模的报木坪和叶溪江新元古代花岗岩体(图2),总面积约20km2,以往一直被当作加里东期花岗岩。岩体侵入于新元古代地层组成的背斜核部,围岩为云场里组片岩、大理岩及变质火山岩。主要岩性有片麻状细中粒黑云母花岗闪长岩和片麻状细中粒(斑状)黑云母二长花岗岩。黑云母花岗闪长岩具片麻状构造,细粒—细中粒结构、变余花岗结构;主要由石英(27%～35%)、斜长石(41%～31%)、钾长石(14%～25%)、黑云母(15%～23%)和少量白云母组成;SiO2平均68.4%,铝饱和指数(ASI)平均1.51,属强过铝花岗岩。黑云母二长花岗岩具片麻状构造,花岗变晶结构、斑状结构,部分基质为霏细结构、重结晶结构;主要由石英(30%～35%)、钾长石(28%～35%)、斜长石(27%～31%)、黑云母(15%～23%)及少量白云母等组成;SiO2平均71.9%,铝饱和指数(ASI)平均1.18,也属强过铝花岗岩。新元古代花岗岩普遍片麻状构造发育,矿物定向排列清楚,其中长石、石英等矿物压扁变形明显,并普遍见有斜长石双晶弯曲变形、黑云母扭折、石英波状消光等动力变形印记。部分花岗岩因强烈动力变质作用而变成花岗质片岩、花岗质片麻岩等。花岗岩中的片麻理产状近水平或向西缓倾,与围岩中的片理产状大体一致。2锆石u-pb年龄本文采取2个年龄分析样品(图2)。样品Z-9-2位于浆坪西面,取自云场里组二云母二长片麻岩(原岩为中酸性火山岩)。样品D004取自叶溪江岩体中的片麻状细中粒黑云母花岗闪长岩。2个样品原岩均为新鲜岩石。对样品进行粗碎后通过常规浮选和电磁法进行初选,然后在双目镜下挑选出晶形较好和透明度高的锆石颗粒,将其和标准锆石TEM(年龄为417Ma)在玻璃板上用树脂固定、抛光,再进行反射光和透射光照相,并进行阴极发光(CL)分析,以确定锆石颗粒的内部结构。锆石阴极发光图像及锆石微区U-Pb定年测试均在中国地质科学院离子探针中心完成,分析原理和流程见Williams等(1987)。一次离子流O-2强度为5～8nA。一次离子流束斑直径为25～30μm。样品点清洗时间为120～180s。每个数据点测定为5组扫描。标准为澳大利亚国立大学的SL13和TEM。每个锆石微区原位测试点的同位素比值和U-Pb年龄由专用的GLITTER(ver4.0,MacquarieUniversity)软件计算,加权平均年龄及谐和图的绘制采用Isoplot2.49a(Ludwig,1991)完成。由于207Pb/206Pb年龄精度较差,通常采用206Pb/238U年龄来代表相对年轻(<1.0Ga)岩石的成岩年龄(Blacketal.,2003)。因此本文样品的年龄计算主要取206Pb/238U年龄值。3锆石边部振荡环带分析样品CL图像见图3,分析结果见表1,各样品年龄分布与计算结果见图4。样品Z-9-2中的锆石多呈短柱状,边部常具岩浆成因的振荡环带(图3)。样品共分析了16个点。测点3.1位于锆石核部(图3),年龄值较其他显著偏大且远离206Pb/238U-207Pb/235U谐和曲线(图4a),应代表残留锆石年龄。测点8.1、9.1、10.1、11.1和16.1年龄值偏小(695～784Ma,平均748.4Ma)并总体远离谐和曲线,应与后期热事件影响及Pb丢失有关。其余10个测点均选择在锆石边部的环带上,基本位于谐和线上且年龄相对集中,其206Pb/238U年龄的加权平均值为828±10Ma(MSWD=1.9),表明火山岩形成时代为新元古代中期。样品D004中的锆石多呈短柱状,少量长柱状和粒状。边部均具岩浆成因的振荡环带(图3),部分有较明显的继承性锆石核。选取锆石边部振荡环带位置分析了14个测点。其中2.1测点年龄值显著偏大且偏离谐和曲线,可能代表早期热事件残留锆石年龄。4.1、5.1、12.1、13.1、14.1等测点年龄值显著偏小(731.6～772Ma,平均754.8Ma)、分散并偏离谐和曲线(图4b),应与后期热事件影响有关。其余8个测点年龄较为集中且总体位于谐和曲线上,其206Pb/238U年龄的加权平均值为805.7±9.2Ma(MSWD=2.4),代表花岗岩形成时代。4建设背景研究4.1火山弧前形成岩石学特征城步花岗岩中局部见暗色微粒包体;在K2O-Na2O图解上大多落于I型花岗岩区,表明其为有幔源物质加入的I型花岗岩2。在Maniar等(1989)提出的多组主元素构造环境判别图解中(图5),样品点落在“岛弧+大陆弧+大陆碰撞花岗岩”(IAG+CAG+CCG)区。在Pearce等(1984)多组微量元素构造环境判别图解(图6)中则明确显示为火山弧花岗岩。鉴上,初步判断城步新元古代花岗岩为与洋壳俯冲有关的岛弧(或陆缘弧)花岗岩。俯冲板片的折断和拆沉引发深部地幔上涌,产生的热扰动导致基底岩石的部分熔融而形成花岗质岩浆活动,同时伴有部分幔源基性岩浆的加入。锆石SHRIMPU-Pb年龄及侵入接触关系,表明云场里组火山-沉积建造早于城步新元古代花岗岩。鉴于花岗岩形成于火山弧环境,从活动陆缘增生与演化的一般过程考虑,花岗岩之前的云场里组很可能形成于活动陆缘之弧前盆地。已有研究表明活动陆缘环境可以形成双峰式火山岩(王焰等,2000),因此云场里组的基性—(中)酸性火山岩组合与弧前盆地认识并无矛盾。4.2与城步新元古代对比沿江南造山带出露较多新元古代中期花岗岩,岩石类型以花岗闪长岩为主,少量(黑云母)花岗岩。目前已积累了大量有关本时代花岗岩的高精度SHRIMP和LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄数据。花岗闪长岩的年龄数据主要有:桂北峒马岩体824±13Ma、寨滚岩体835.8±2.5Ma、本洞岩体822.7±3.8Ma(Wangetal.,2006;王孝磊等,2006),本洞岩体819±9Ma(李献华,1999),湘东北张邦源岩体816±4.6Ma(马铁球等,2009),赣西北九岭岩体819±9Ma、820±10Ma、828±8Ma(LiXHetal.,2003)以及818±10Ma(李献华等,2001)、820±10Ma(钟玉芳等,2005),皖南许村岩体823±17～827±7Ma(Wuetal.,2006)、823±8Ma(LiXHetal.,2003)、829±11Ma(李献华等,2001),皖南歙县岩体823±9～825±7Ma(Wuetal.,2006)等。(黑云母)花岗岩的年龄数据主要有:桂北田朋岩体794.2±8.1Ma、三防岩体804.3±5.2(Wangetal.,2006;王孝磊等,2006),云南峨山岩体818±10Ma(李献华等,2001)等。如考虑误差因素,则上述年龄数据显示花岗闪长岩的形成年代约为820～835Ma,而花岗岩形成年代约为800～810Ma,两者之间存在约10Ma(810～820Ma)的花岗质岩浆活动间歇期。已有研究表明早阶段花岗闪长岩和晚阶段花岗岩均具有强过铝花岗岩特征,后者由基底沉积岩系或成熟地壳岩石部分熔融形成;前者以壳源为主,同时有幔源铁镁质岩浆加入(葛文春等,2001b;王孝磊等,2006)。王孝磊等(2006)提出两阶段花岗岩形成于扬子和华夏陆块间的碰撞高峰(约870Ma)之后,应属后碰撞花岗岩类,具体产生可能与俯冲板片折断和岩石圈拆沉后深部地幔上涌及拉张作用导致基底岩石部分熔融有关。葛文春等(2001b)、李献华(1999)、李献华等(2001)则认为这两类新元古代过铝花岗岩的形成与碰撞造山导致地壳加厚的挤压性构造无关,而与导致Rodinia超大陆裂解的地幔柱上升诱发岩石圈伸展的张性构造相联系。显然,上述两种不同认识均将两阶段花岗岩视为同一构造阶段和构造环境的产物。笔者以为,鉴于两阶段花岗岩地球化学特征和成因来源迥然有异,他们很可能形成于不同的构造环境;其在时间上存在明显间断,空间上则相互共生(如桂北地区),理应为不同构造演化阶段的产物。因此,上述两种认识很可能掩盖了至关重要的构造演化信息。城步新元古代花岗岩年龄为805.7±9.2Ma,时代上与桂北田朋岩体、三防岩体等晚阶段(黑云母)花岗岩对应。但桂北晚阶段花岗岩类属典型的陆壳重熔成因的“S”型花岗岩(葛文春等,2001b;王孝磊等,2006),而城步花岗岩却为有幔源物质加入的I型花岗岩。如此显著差异的两类花岗岩在同时期不同地区发育,很可能反映了构造环境及构造格局的某种横向差异,因此包含了重要的区域构造背景及地质演化信息。基于以上考虑,本文在大量已有资料基础上,重点参考周金城等(2009)最近提出的江南造山带新元古代中期构造演化框架,从活动陆缘增生与造山作用发展过程的一般概念出发,对江南造山带西段(少量资料涉及到东段)两阶段花岗岩的构造背景以及城步新元古代花岗岩与同期桂北花岗岩的构造成因进行探讨,并籍此为江南造山带和华南板块新元古代构造演化研究提供新的思路。4.2.1江南造山带西段基底层(1)江南造山带在大约878Ma前至822Ma期间为岛弧岩浆作用阶段(周金城等,2009),岩浆-沉积事件包括四堡群及其相当地层的沉积、基性—酸性火山岩的侵位-喷发(包括高Mg玄武岩的喷发)以及花岗岩的侵位等。桂北四堡群中基性—超基性岩811.5±4.8Ma(Wangetal.,2006)、828±7Ma(Lietal.,1999),黔东北梵净山群中玄武岩814±15Ma、814±6Ma、831±6Ma和827±24Ma(4个年龄加权平均为822±15Ma)(Zhouetal.,2009),以及益阳地区的“冷家溪群”中枕状科马提质玄武岩823±6Ma(WangXCetal.,2007)等年龄数据,指示了大约835～820Ma(考虑误差因素)的基性—超基性岩浆活动事件。益阳科马提质玄武岩尽管有被视为地幔柱作用的产物(WangXCetal.,2007),但最新研究认为其更具有岛弧岩浆特征(周金城等,2009)。王孝磊等(2003)、周金城等(2003b)的研究显示本期基性—超基性岩更多具有岛弧火山岩的特征。双桥山群中石英角斑岩和流纹质凝灰岩878±4Ma、879±5Ma(WangXCetal.,2008b)以及本文城步变质火山岩828±10Ma等有限年龄数据,指示约878～828Ma期间在盆地沉积的同时存在酸性岩浆的喷出活动。上述基性—酸性火山岩年龄以及从沉积岩碎屑锆石中获得的862±11Ma和867.7±3.9Ma(WangXiaoleietal.,2007)、872±3Ma(Zhouetal.,2009)等年龄数据,表明冷家溪群(及相当地层四堡群和梵净山群等)基底地层的形成时代为新元古代,而不是传统所认为的中元古代。根据野外地质产状关系以及上述火成岩、沉积岩的最新定年结果,结合与板溪群和冷家溪群(包括相当地层)之间角度不整合事件或冷家溪群褶皱事件相关的花岗岩时代(800～835Ma),可大致确定江南造山带西段基底地层的发育年限主要为872～835Ma(周金城等,2009)(褶皱事件中抬升较晚或幅度较小的构造部位时代可更晚)。大约835～820Ma(见前述)期间沿江南造山带形成了较多的花岗闪长岩(早阶段花岗岩)。这些岩石具有岛弧花岗岩特征,在Pearce等(1984)的Rb-(Y+Nb)图解中明确落入火山弧花岗岩区(王孝磊等,2004,2006;马铁球等,2009)。综上述,大约878～820Ma期间(基本对应周金城等(2009)提出的878～822Ma)江南造山带为岛弧岩浆作用阶段,构造环境受控于华南洋洋壳向NNW的俯冲。其中872～835Ma期间为盆地沉积阶段(盆地具体性质本文不作深入讨论),同时伴有酸性火山岩的喷发,构成较典型的火山-沉积建造。835～820Ma期间发生俯冲造山作用,使江南造山带冷家溪群及其相当地层抬升回返并产生褶皱变形,造成板溪群与冷家溪群之间的角度不整合;与此同时,俯冲板片的折断、拆沉引发深部地幔上涌,其与伴生的拉张作用共同导致了基性—超基性火山岩喷发或侵位,并使基底岩石部分熔融而形成花岗闪长岩。以上是关于江南造山带(西段)主体的构造过程。从现今空间关系来看(图1),828Ma前后桂北本洞一带即处于岛弧部位或居于江南造山带内,因而形成了花岗闪长岩体;而城步地区则更偏于南东而居于江南造山带东侧并处于弧前盆地环境,从而形成了云场里组的火山-沉积建造。(2)820～810Ma为主碰撞期。在江南造山带西段,扬子陆块与其东南缘的岛弧之间发生弧-陆碰撞造山,强烈挤压产生的褶皱与逆冲断裂活动使地壳增厚。在此过程中深部地壳逐渐升温并形成热量的积聚,至主碰撞末期温度达到峰值。本阶段因受强烈挤压体制下的封闭环境控制而无花岗质岩浆侵位。在上述江南造山带发生弧-陆碰撞的同时,位于东南侧的城步地区大致处于活动陆缘盆地向岛弧发展的过渡时期。(3)810～800Ma为后碰撞期。继变形峰期之后区域挤压作用减弱,应力相对松弛,深部压力降低,经先期增温的地壳岩石因熔点降低而熔融,产生的岩浆在相对开放的环境下向上侵位,从而形成晚阶段强过铝(黑云母)花岗岩。由此看来,本期花岗岩实际形成于后碰撞构造环境。需要说明的是,在Pearce等(1984)的Rb-(Y+Nb)图解中本期花岗岩落入同碰撞花岗岩区(王孝磊等,2006),主要与不同历史阶段地学认识差异有关,而与本文“后碰撞”认识实际并不矛盾。20世纪80年代,Pearce等(1984)、Pitcher(1983)和Harris等(1986)都认为与碰撞有关的强过铝(SP)花岗岩是在同碰撞早期的地壳收缩与堆叠的阶段中所形成,然而近来的研究却发现大量原先认为与同碰撞有关的SP花岗岩其实是在地壳加厚达到最高值以后才定位,即实际属后碰撞花岗岩(肖庆辉等,2002)。最现实的例子如湘东南印支期花岗岩,即是继中三叠世后期陆内挤压造山变形峰期之后,于挤压减弱、应力松弛的条件下形成(柏道远等,2005,2006,2007a,2007b,2008)。在上述江南造山带于后碰撞环境下形成强过铝(黑云母)花岗岩的同时,位于东侧的城步地区则因华南洋洋壳向北西的俯冲消减形成新的岛弧,城步新元古代花岗岩即为岛弧岩浆活动之产物。(4)800Ma开始进入裂谷演化阶段,区域主要物质记录为板溪群和南华系裂谷沉积(王剑等,2001,2003;王剑,2005;柏道远等,2007c;陈富文等,2008;李华芹等,2008),以及年龄为760Ma左右、具有两类地球化学特征的基性—超基性岩(周金城等,2009)。本阶段的地质年代已有大量的中酸性火山岩、凝灰岩以及基性—超基性岩的锆石U-Pb同位素年龄数据约束,其非本文讨论重点,不予赘述。值得说明的是,前述构造演化过程暗示城步地区的板溪期(雪峰期)与冷家溪期(武陵期)沉积可能是基本连续的,此与野外显示的地层整合连续特征相一致。4.2.2造山带与区域地质构造环境上述基于城步地区新元古代火山岩与花岗岩时代与特征,并结合区域地质资料分析探索所提出的江南造山带西段构造演化认识,显然揭示出扬子陆块东南缘的连续岛弧增生过程:872～835Ma期间江南造山带为受华南洋洋壳俯冲控制的扬子东南活动大陆边缘盆地;835～820Ma期间江南造山带发生俯冲造山形成岛弧,带内冷家溪群褶皱变形并形成基性—超基性岩和早阶段花岗岩(花岗闪长岩);与此同时东侧的城步地区则处于弧前盆地环境并形成云场里组火山-沉积建造。820～810Ma期间,江南造山带发生弧-陆碰撞造山,挤压褶皱和断裂逆冲活动导致地壳增厚;同期东侧城步地区处于活动陆缘盆地向岛弧发展的过渡时期。810～800Ma期间,江南造山带进入后碰撞构造期,在区域挤压作用减弱、应力相对松弛条件下形成晚阶段强过铝(黑云母)花岗岩;同期东侧的城步地区受南东面洋壳俯冲影响而形成新的岛弧,城步新元古代花岗岩侵位。如文首所述,有关研究者已从区域和宏观地质特征出发,提出江南造山带为扬子陆块东南缘的“岛弧褶皱带”(郭令智等,1980,1984;王鸿祯,1982;王鸿祯等,1986;徐备,1990;刘宝珺等,1993)。本文研究为这一认识提供了一个具体例证。4.2.3既有地质意义的证据如上述,820～800Ma期间江南造山带首先发生弧-陆碰撞造山,接着于后碰撞环境下形成花岗岩。在此期间东侧的城步地区则由活动陆缘盆地转为岛弧环境,并形成岛弧花岗岩。800Ma以后区域构造体制转为伸展,直至南华纪均为裂谷阶段。这一过程表明,晋宁(Ⅰ)末期(或武陵末期)并未发生扬子陆块与华夏陆块的碰撞,江南造山带西段的碰撞事件只是扬子陆块与其边缘岛弧之间的碰撞;城步地区的岛弧环境则暗示其东南侧同期有华南洋存在;800Ma以后的雪峰期区域裂陷盆地演化阶段,城步以东的沉积充填过程是在华南洋洋盆之上展开的,即存在洋盆但无洋壳俯冲活动。值得指出的是,以往江南造山带的新元古代基性岩浆通常被视为岛弧产物(于津海等,2006),并被当作新元古代华南洋盆俯冲的主要证据。板溪群浊积岩的地球化学特征也一定程度上显示岛弧环境特征(顾雪祥等,2003)。然而更为详实的研究却表明,湖南雪峰期古丈—怀化—黔阳—通