2. 首都师范大学地球空间信息科学与技术国际化示范学院, 北京 100048;
3. 中国地质科学院地质力学研究所, 北京 100081;
4. 中国地震局地质研究所, 北京 100029;
5. 中国地质大学地球科学学院, 武汉 430074
2. College of Geospatial Information Science and Technology, Capital Normal University, Beijing 100048, China;
3. Institute of Geomechanics, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100081, China;
4. Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China;
5. School of Earth Sciences, China University of Geosciences, Wuhan 430074, China
0 引言
湖北宜昌三峡地区大地构造上位于华南地块东北部，因其新元古代中—晚期地层发育齐全、研究历史久远[1]且研究程度较高，成为我国南方新元古代地层的标准命名地区[1]。这一地区发育有Marinoan冰期前的莲沱组陆源碎屑岩和对应Marinoan冰期和雪球地球的南沱组冰碛岩，以及冰期之后的陡山沱组和灯影组碳酸盐岩。其所记录的一系列的地球系统的剧变[2-12]，使其成为国际上研究新元古代的热点地区之一。特别是在20世纪90年代Rodinia超大陆研究不断深入后，许多学者将华南新元古代盆地的演化与Rodinia超大陆的聚合及裂解联系起来[13-14]。
但是，在我国南方新元古代地层对比中，一直以来都存在三峡地区“莲沱组”是否等同于“板溪群”的争论[15-19]。一些学者认为莲沱组应为南华纪沉积地层，与板溪群为上下关系，因此将其与渫水河组[20-26]或长安组进行对比[27]，而林树基等[28]和其他一些学者[23-24]则把莲沱组与富禄组进行对比。另外一些学者，如刘鸿允等[15-17]，则始终认为莲沱组等同于板溪群，应为南华纪大冰期前的沉积地层[29-30]。造成以上问题的原因：一方面是相对于湘黔桂地区而言，扬子陆块内部及其北缘和西缘中新元古代(720~635 Ma)地层发育较为局限[14, 31-33]，在莲沱组上下缺失大量青白口系和南华冰期地层；另一方面，是对于南华系开始时间以及其与新元古代成冰系(Cryogenian)的对比问题都还没有获得统一的认识[30, 33-40]。高林志等[38-39]通过对湘黔贵地区南华系连续的界线层型剖面的锆石年代学研究，提出南华系应限定在780~635 Ma，可能包含3个冰期，分别为长安冰期、古城冰期和南沱冰期。而近几年许多学者通过大量的年代学研究，更倾向于南华系的底界年龄应小于720 Ma[30, 33-36, 41-43]。而同样以地球寒冷事件开始的新元古代成冰系底界年龄也从850 Ma[44]变为720 Ma[45-46]，因此，南华系的底界年龄是否应小于720 Ma[30, 33-36, 41-43]，值得在华南区域上开展更深入的研究。
前人对这一地区新元古代地层进行了大量的定年工作，取得了一些认识，但也出现了一些矛盾，特别是对莲沱组的沉积年龄存在争议：一部分学者认为莲沱组沉积应该为780~714 Ma[41, 47-48]；另一些学者则认为三峡地区莲沱组沉积年龄可能小于730 Ma[49-51]。另外，莲沱组年龄的不确定性直接影响到莲沱组古地磁数据的可靠性及其与其他板块古地磁数据的可对比性，进而影响华南这一时期古构造位置及全球的古板块位置的恢复[52-53]。因此，需要更多的研究去确定三峡地区莲沱组的沉积年龄。
笔者在对三峡地区莲沱组进行详细的古地磁研究过程中，于花鸡坡剖面莲沱组底部发现一层凝灰岩层，通过SHRIMP U-Pb锆石定年，对莲沱组的沉积下限年龄给出了限定，以期为确定莲沱组与区域地层的对比关系以及华南新元古代盆地的演化过程提供时间约束。
1 研究区地质概况华南扬子地块可分为上扬子区和下扬子区。根据不同的构造单元及沉积盆地的不同古地理单元，新元古代时上扬子区又可以划分为上扬子东南区、上扬子西缘区和上扬子北缘区3个地层分区[35-36]。上扬子东南区新元古代地层序列发育完整，研究基础较好。
本次研究采样区位于上扬子东南区北部的湖北宜昌地区(图 1)。研究区出露的新元古代岩石自下而上包括黄陵花岗岩、莲沱组砂岩、南沱组冰碛岩、陡山沱组和灯影组灰岩等。黄陵花岗岩主体为斑状黑云母斜长花岗岩，西南部的茅坪和三斗坪一带为黑云母闪长花岗岩和黑云母角闪石英闪长岩，在黄陵庙附近为黑云母花岗闪长岩。前人[48]的年代学研究表明，黄陵花岗岩的侵位时间为850~810 Ma。莲沱组一般不整合覆盖于下伏崆岭群变质岩/黄陵花岗岩之上，主要为厚层的紫红色河流相砂岩和砾岩以及粉砂岩、页岩，可分为两大沉积旋回(图 2)，每个旋回底部为砾岩或粗粒石英砂岩，向上逐渐变为粉砂岩、泥质砂岩和页岩，夹多层凝灰岩或凝灰质碎屑岩。在区域上，西南部地层厚度较大而向东北部变薄[53, 55]。本区南沱组与莲沱组呈平行不整合接触或低角度不整合接触，南沱组主要为暗绿色冰碛砾岩，也有部分为红色冰碛岩[55]。与上扬子东南区其他地区新元古代沉积相比，本地区缺失长安组—富禄组—铁丝坳组(古城组)—大塘坡组沉积[32-33, 35]。
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| 图 1 研究区区域地质简图 Figure 1 Schematic geological map of the sampling area |
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| 图 2 莲沱组柱状图及凝灰岩样品采样位置 Figure 2 Stratigraphic column of Liantuo Formation and the horizon of the tuff |
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研究区自南沱组沉积后，基本无构造运动影响；直到晚志留世，由于加里东构造运动的影响，研究区抬升出露地表；随后，研究区继续接受海相沉积；到三叠纪晚期，受印支构造运动的影响，本区新元古界抬升出露地表开始剥蚀；燕山运动使得本区地层发生褶皱，形成近南北走向的黄陵背斜。
2 分析方法本次研究的样品采自湖北宜昌地区花鸡坡剖面莲沱组近底部的凝灰岩夹层，距下伏黄陵花岗岩大约6 m，样品编号为LZ1(图 2)。
样品经破碎、重液分选后在双目显微镜下挑选出锆石100余颗。将代表性锆石与标准锆石TEM(417 Ma)一起制靶。样品靶制成后，首先在光学显微镜下对被测样品进行照相(包括透射光和反射光)；然后，在扫描电子显微镜下进行锆石阴极发光(CL)成像研究，对照可见光透反射图像进行标点选样，排除裂隙发育和包裹体较多的锆石颗粒；最后，将样品靶表面镀金，以增强其导电性。锆石挑选在河北省区域地质调查研究所完成，可见光透反射图像、阴极发光(CL)图像及锆石制靶在中国地质科学院北京离子探针中心完成。测年实验在北京离子探针中心SHRIMP Ⅱ仪器上完成。在分析过程中，一次离子流强度为4 nm，一次离子流束斑为20~30 μm。标准锆石TEM与未知样品比例为1:3，以充分检验仪器的稳定性，实现对测定数据的有效同位素分馏校正。详细的SHRIMP分析流程见文献[56-57]。数据处理和年龄计算采用程序SQUID1.02和ISOPLOT3.0[58]；衰变常数使用Steiger和Jager的推荐值；普通铅校正使用直接测定204Pb方法[56]，其组成用Stacey-Kramers模式给出的相应时间的地壳平均Pb同位素组成[59]，详细的分析流程见参考文献[60]。
3 样品分析结果宜昌地区花鸡坡剖面莲沱组底部凝灰岩样品(LZ1)中的锆石颗粒磨圆度各有差异，大部分锆石呈自形，另有少量锆石磨圆度较好；锆石颗粒大小为100~150 μm，长宽比为2:1~4:1。获得的锆石多为无色或灰黑色，无色锆石颗粒以自形锆石为主，而灰黑色锆石颗粒的磨圆度较高。本研究共选取14颗典型锆石颗粒进行了测试分析。测试点1-6、1-11的锆石Th/U < 0.4，且锆石颗粒阴极发光(CL)图像显示其内部无明显环带构造，表面粗糙灰暗，表明其可能为变质锆石；测试点1-5的锆石(表 1，图 3) w(U)和w(Th)分别为1 444×10-6、1 212×10-6，且w(206Pbc) (8.45%)明显高于其他锆石颗粒，推测该锆石可能受到了后期的蚀变。因此，本研究对上述3颗锆石不做进一步的讨论。从剩余11颗锆石共获得了13组数据，并且w(U)为(40~449)×10-6，w(Th)为(36~365)×10-6，Th/U值均大于0.4 (0.55~2.20)；此外锆石CL照片显示这些锆石颗粒内部具有明显的震荡环带，说明本研究中的大部分锆石为岩浆锆石。
| 点号 | w (206Pbc)/ % |
w(Th)/ 10-6 |
w(U)/ 10-6 |
Th/ U |
同位素比值 | 年龄/Ma | |||||||||
| 207Pb*/ 206Pb* |
1σ | 207Pb*/ 235U |
1σ | 206Pb*/ 238U |
1σ | 206Pb/ 238U |
1σ | 207Pb/ 206Pb |
1σ | ||||||
| 1-1 | 0.28 | 201 | 199 | 1.04 | 0.065 3 | 0.001 6 | 1.197 | 0.031 | 0.133 | 0.001 | 804 | 8 | 784 | 50 | |
| 1-2 | 0.35 | 110 | 184 | 0.62 | 0.062 6 | 0.001 9 | 1.165 | 0.037 | 0.135 | 0.001 | 816 | 8 | 693 | 64 | |
| 1-3 | 0.71 | 73 | 79 | 0.95 | 0.061 9 | 0.003 6 | 1.124 | 0.067 | 0.131 | 0.002 | 797 | 10 | 672 | 120 | |
| 1-4 | 0.01 | 289 | 449 | 0.66 | 0.066 7 | 0.000 8 | 1.243 | 0.019 | 0.135 | 0.001 | 816 | 7 | 831 | 24 | |
| 1-5 | 8.45 | 1 212 | 1 444 | 0.87 | 0.142 3 | 0.003 8 | 2.444 | 0.071 | 0.124 | 0.001 | 757 | 7 | 2 255 | 47 | |
| 1-6 | 1.59 | 108 | 384 | 0.29 | 0.162 7 | 0.001 6 | 7.880 | 0.110 | 0.351 | 0.003 | 1 941 | 16 | 2 483 | 17 | |
| 1-7.1 | 0.91 | 67 | 90 | 0.76 | 0.054 1 | 0.004 4 | 0.930 | 0.078 | 0.124 | 0.003 | 758 | 15 | 375 | 180 | |
| 1-7.2 | 0.58 | 57 | 75 | 0.78 | 0.069 7 | 0.004 7 | 1.227 | 0.085 | 0.127 | 0.002 | 775 | 11 | 919 | 140 | |
| 1-8 | 1.12 | 65 | 78 | 0.87 | 0.059 3 | 0.006 5 | 1.010 | 0.111 | 0.124 | 0.002 | 753 | 12 | 579 | 250 | |
| 1-9 | 0.33 | 93 | 134 | 0.72 | 0.064 6 | 0.001 9 | 1.123 | 0.036 | 0.126 | 0.002 | 766 | 9 | 760 | 61 | |
| 1-10 | 0.53 | 67 | 124 | 0.55 | 0.066 3 | 0.002 3 | 1.217 | 0.046 | 0.133 | 0.002 | 805 | 9 | 817 | 74 | |
| 1-11 | 0.04 | 56 | 178 | 0.33 | 0.184 1 | 0.000 9 | 12.890 | 0.168 | 0.507 | 0.006 | 2 647 | 25 | 2 690 | 9 | |
| 1-12 | 1.59 | 36 | 40 | 0.92 | 0.059 0 | 0.010 6 | 0.990 | 0.178 | 0.122 | 0.004 | 743 | 22 | 567 | 380 | |
| 1-13 | 1.71 | 64 | 57 | 1.15 | 0.061 1 | 0.006 1 | 1.050 | 0.105 | 0.125 | 0.004 | 760 | 21 | 643 | 210 | |
| 1-14 | 0.26 | 108 | 118 | 0.94 | 0.067 4 | 0.002 2 | 1.254 | 0.043 | 0.135 | 0.002 | 816 | 10 | 849 | 66 | |
| 1-15 | 0.12 | 365 | 172 | 2.20 | 0.121 6 | 0.001 1 | 6.135 | 0.092 | 0.366 | 0.004 | 2 010 | 20 | 1 980 | 17 | |
| 注：Pbc和Pb*分别为普通铅和放射性铅。 | |||||||||||||||
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| 图 3 宜昌地区花鸡坡剖面莲沱组底部凝灰岩样品LZ1的锆石颗粒阴极发光(CL)图像 Figure 3 CL images of zircons from LZ1 tuff sample from bottom of Liantuo Formation at Huajipo section, Yichang area |
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样品LZ1中锆石的U-Pb测试分析结果列于表 1。锆石U-Pb年龄可分为2组，较年轻一组共包括来自4颗锆石的6个数据点(1-7.1, 1-7.2, 1-8, 1-9, 1-12, 1-13)，年龄全部投在谐和曲线上。6个点的206Pb/238U年龄加权平均值为(763±10) Ma (MSWD=0.58) (图 4a)。锆石的阴极发光图像(CL)显示这些锆石为自形锆石，且颗粒内部具有典型的岩浆生长振荡环带和韵律结构，表明其未经历长期搬运，应为原生的凝灰岩锆石。因此，这一年龄可以用来限定莲沱组底部的最大沉积年龄。另一组年龄由6颗锆石的6组数据(1-1, 1-2, 1-3, 1-4, 1-10, 1-14)组成，都投在谐和曲线上，其206Pb/238U年龄加权平均值为(810±7) Ma (MSWD=0.77) (图 4b)。锆石CL图像显示这些锆石为半自形—他形，磨圆度较高，呈灰黑色，表明其经历了显著的的搬运和剥蚀。此外，本研究还获得了1颗锆石的206Pb/238U年龄(2 010±20) Ma (1-15)，结合其磨圆及增生边的形态(图 3)，推测其应为来源于古老地层的碎屑锆石。
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| a、b分别为较年轻一组和较老一组。 图 4 宜昌地区花鸡坡剖面莲沱组底部凝灰岩样品LZ1锆石U-Pb年龄谐和图 Figure 4 Zircon U-Pb concordia diagrams for zircons from LZ1 tuff sample of Liantuo Formation at Huajipo section, Yichang area |
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锆石的年龄、同位素数据及形态学特征表明，年轻一组锆石应来自周边火山喷发，而较老一组可能为莲沱组下伏黄陵花岗岩剥蚀后再沉积的结果[48]。
4 讨论 4.1 三峡地区莲沱组沉积年龄的厘定马国干等[54]首次对湖北宜昌莲沱王丰岗剖面莲沱组一段上部的一层凝灰岩进行了SHRIMP U-Pb锆石定年(图 2)，其23颗锆石均落在谐和曲线上及内侧，不谐和曲线与谐和曲线下交点得到1个年龄为(748±12) Ma。长期以来由于缺乏对莲沱组更细致的年代学研究，马国干等[54]的结果一直被视作莲沱组的可靠年龄数据。但被多数人忽略掉的是，其采样层位之下仍有近40 m的莲沱组，并且下伏花岗岩体的冷却年龄为800 Ma左右，因此，莲沱组底部的年龄可能为800~760 Ma。而其顶部的年龄也可能小于740 Ma。
Liu等[47]在古城剖面，从莲沱组的顶部和中部的凝灰岩样品中，利用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年方法，分别得到了(704±6)和(733±7) Ma两个较年轻的年龄。另外，该作者从莲沱村莲沱组底部的碎屑锆石中得到的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(770±6) Ma(图 2)。
高维等[48]在田家园子剖面距南沱组冰碛岩底界大约60 cm的莲沱组顶部层凝灰岩，利用其锆石SHRIMP U-Pb定年得到(724±12) Ma (n=2，MSWD=1.7) (图 2)。该年龄在误差范围内与Liu等[47]和Lan等[41]所得的莲沱组顶部年龄一致。另外，Hofmann等[61]在本次采样的花鸡坡剖面，利用锆石U-Pb LA-ICP-MS从砂岩碎屑锆石中得到1个谐和年龄(727±4) Ma(n=8，MSWD=1.06)，其最年轻的1颗锆石年龄为(710±18) Ma。
最近，Lan等[41]对三峡地区王丰岗、田家园子和石板溪—高家老屋剖面莲沱组进行了详细的SIMS U-Pb锆石定年研究(图 2)。其获得的6个层位凝灰岩/凝灰质砂岩层的年龄，把三峡地区莲沱组的沉积年龄限制在780~714 Ma。另外，其结果还表明莲沱组顶部20 m地层沉积年龄应小于734 Ma(图 2)。
本次对花鸡坡剖面底部凝灰岩层的锆石SHRIMP U-Pb定年结果，与前人在王丰岗、石板溪—高家屋剖面莲沱组底部获得的年龄基本接近[41, 47]，表明其底部年龄应在780 Ma左右(图 2)。
本文研究表明，三峡地区莲沱组沉积年龄为780~714 Ma，其中莲沱组一段沉积年龄应为780~750 Ma，而二段年龄应为750~714 Ma(图 2)。
4.2 区域地层对比华南新元古代地层对比中存在两个问题，即渫水河组和莲沱组的划分对比问题[36]。渫水河组为一套陆棚相交错层理石英砂岩、长石砂岩和砾岩夹有少量的薄层凝灰质砂岩-粉砂岩，厚约230 m，偶见冰川特征发育[31, 42, 62-63]。其直接下伏于古城组冰碛岩，因此，许多学者将其与莲沱组进行对比[20-26]。然而最新的SIMS U-Pb锆石年代学表明，渫水河顶部年龄应为(691 ± 8) Ma[42]。结合冯连君等[64]对渫水河组化学蚀变指数的研究以及其较大的沉积速率，其应与两界河组、富禄组层位相当，属南华系。
对于莲沱组的划分对比问题，早期刘鸿允等[15-17]的工作认为莲沱组应等同于板溪群，是“南华纪大冰期”前的沉积地层，也得到后期工作的推崇[29-30]，也有学者认为莲沱组应与富禄组进行对比[23-24, 28]。近年来，仍有多数学者将莲沱组与板溪群进行对比[14, 33, 35, 41, 65-69]，但对其具体层位仍有不同的见解。
本文研究表明，三峡地区莲沱组沉积年龄为780~714 Ma，而最近Lan等[43]通过SIMS U-Pb锆石年代学研究将长安冰期的开始年龄定在~716 Ma[43]之后，则排除了莲沱组相当于富禄组和长安组的假设。因此在区域地层对比上，莲沱组可与发育在湘黔桂次级盆地(主要包括湘北、湘西、湘中、黔东、桂北，以及渝东、鄂西等地区)的板溪群、下江群、丹洲群以及康滇次级盆地的澄江组、开建桥组等相关地层进行比较(图 5)。
湘北地区的板溪群老山崖组，为滨岸相沉积，底部为紫红、灰白色厚层块状浅变质石英砾岩、砂砾岩，往上则为紫红、灰绿色中至厚层状浅变质中—细粒石英砂岩、长石石英砂岩、粉砂岩、砂质板岩及板岩，含有火山凝灰岩，厚约180 m[42]；下伏于渫水河组，由于渫水河组与富禄组相当，并且渫水河组与老山崖组之间存在一定的间断。因此从岩性和沉积环境，以及沉积时间上来看，老山崖组应与莲沱组沉积时间相当(图 5)。
桂北的丹洲群由白竹组、合桐组、三门街组和拱洞组组成，主要为一套浅海—半深海相的浅变质的砂泥质岩夹少量碳酸盐岩和细碧角斑岩沉积，总厚度为970~4 800 m[35, 70]。Wang等[14, 71]认为莲沱组应相当于拱洞组，而王正江等[33]则认为其可与合桐组二段及三门街组和拱洞组对比。最近的年代学研究表明，合桐组下部SHRIMP U-Pb锆石年龄约为801 Ma[27]，拱洞组顶部SIMS U-Pb锆石年龄约为716 Ma[43]，结合其他的一些SIMS U-Pb锆石年代学研究[72]，可以确定合桐组二段—拱洞组沉积年龄应为800~716 Ma。由于合桐组二段主要为火山岩沉积，沉积时间可能较短，因此，莲沱组应与三门街组及拱洞组层位相当，位于合桐组之上(图 5)。
黔东南的下江群位于湘北板溪群和桂北丹洲群两者间的大陆斜坡相区，自下而上包括甲路组、乌叶组、番召组、清水江组、平略组和隆里组6个组，它们之间互为整合接触[73]。通过对乌叶及同古等地下江群地层系统的LA-LCP-MS锆石U-Pb年代学研究，并结合前人对下江群的年代学研究成果[34, 74-78]，覃永军等[74]将乌叶组第2段至隆里组的沉积时间限制在780~717 Ma，基本与莲沱组沉积同时(图 5)。
澄江组分布于上扬子西部康滇拗陷次级盆地南段，在云南澄江、玉溪、东川、金阳、巧家至四川会理等地广泛发育，厚度一般为200~1 800 m[79]，总体为一套紫红色的河流-近滨相碎屑沉积，其粒度大致从西向东有逐渐变小的趋势[69]。由3个由粗到细的沉积旋回组成，每个旋回的底部均为砾岩，向上逐渐变为细粒长石岩屑砂岩，局部发育厚度不等的火山岩和火山碎屑岩，下与昆阳群变质地层角度不整合接触，顶与南沱组或陡山沱组不整合接触[66-69]。近年来的SHRIMP锆石U-Pb年代学研究[66-69]表明，云南地区澄江组地层沉积年龄应为800~725 Ma。另外，陆俊泽等[68]通过对滇东北巧家地区的澄江组中部凝灰岩夹层SHRIMP锆石U-Pb定年研究，表明澄江组中部年龄应为(785±12) Ma，与莲沱组底部年龄相当。因此，莲沱组应相当于澄江组中上部(图)。
在康滇拗陷次级盆地北部川西地区发育有与澄江组同期的苏雄组或开建桥组。开建桥组为一套紫红色、灰绿色河流冲积扇相酸性火山碎屑岩及凝灰质砂砾岩，常夹厚度、层数不等的酸性火山熔岩[65]，上覆于苏雄组双峰式火山岩层之上。SHRIMP U-Pb锆石年代学研究表明苏雄组年龄为(803±12) Ma[80]，开建桥组底部凝灰岩年龄为(801±7) Ma[65]，结合前人对川西地区苏雄组/开建桥组年代学研究，卓皆文等[65]认为开建桥组沉积年龄应为800~725 Ma，与澄江组为同期异相沉积。通过上文分析，我们认为莲沱组应相当于开建桥组中上部地层(图 5)。另外，近年来卓皆文等[66]通过对滇中河流相沉积为主夹滨岸相砂岩、凝灰岩的陆良组的SHRIMP U-Pb锆石年代学研究表明，陆良组下段的底界年龄为820 Ma，与湘桂次级盆地板溪群下部底界年龄相当，说明康滇沉积盆地的开启时间与南华盆地的开启时间一致，两者具有相似的充填序列。
Wang等[14, 71]和卓皆文等[65-66]将华南新元古代拗陷盆地的发育分为4个阶段。其中820~800 Ma为拗陷发育的初始阶段，这一阶段各次级盆地，如湘桂、滇中地区，底部主要发育砾岩和角砾岩，表明其形成应受盆地边缘断层的控制，主要为大陆的河湖相磨拉石组合和火山碎屑岩相组合，从底到顶经历了滨岸—浅海—饥饿灰质页岩相的演化过程(图 6)；而800~720 Ma为拗陷发育的主要阶段(图 7)。
通过区域地层对比我们发现，相对于康滇和湘黔桂次级盆地沉积地层，三峡地区缺失华南新元古代盆地发育的早期(820~790 Ma)地层记录(图 6, 7)，并且没有记录长安—古城冰期(715~660 Ma)沉积或已剥蚀。莲沱组的沉积时间相当于康滇拗陷和南华拗陷发育的第二阶段(800~720 Ma)[14, 81-82]。这一阶段，不论是湘北的板溪群、黔东南的下江群、桂北的丹洲群还是康滇的澄江组和开建桥组等，其中都含有大量的火山凝灰质或火山岩夹层，部分层位还夹有基性火山岩[65, 83-84]。这些火山岩的发育不仅在时间上有明显的阶段性，在空间上也分布广泛[65, 83-84]，并具有明显的双峰式特点[83-84]，广泛发育的火山碎屑岩地层和冲洪积相地层可能表明，华南在经历了早期的(大约820 Ma)初始张裂之后，在800 Ma左右达到了拗陷的高峰期，而780和750 Ma可能是拗陷作用高峰的延续，为拗陷发育的主要阶段。
5 结论1) 对花鸡坡剖面莲沱组底部凝灰岩层的SHRIMP U-Pb锆石年代学进行了研究，获得两组年龄(810±7) Ma、(763±10) Ma，其中(763±10) Ma与前人在王丰岗、高家屋剖面莲沱组底部获得的年龄基本接近。结合前人三峡地区莲沱组的年代学数据，我们认为三峡地区莲沱组沉积年龄为780~714 Ma。
2) 区域上，通过沉积相以及年代学的对比表明，莲沱组可与发育于康滇拗陷次级盆地的澄江组/苏雄组-开建桥组及湘北的板溪群、黔东南的下江群及桂北的丹洲群进行对比，但其缺失拗陷盆地发育早期—中早期(820~790 Ma)的沉积地层，只相当于高涧群、下江群、丹洲群的中上部地层。
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