2013, Vol. 29
2. 中国地质科学院矿产资源研究所，北京 100037;
3. 赣东北地质大队，上饶 334008
, YANG PengTao1, WANG ZongQi2, LUO Ping3, WANG YongQing3, LUO GuoHui3, WANG Wei1, GUO BoRan1
2. Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
3. Northeastern Jiangxi Geological Surveying Team, Bureau of Geology and Mineral Exploration, Shangrao 334008, China
近东西向展布江南造山带是华南最重要的造山带之一，它分割华南大陆为西北部的扬子地块和东南部的华夏地块(郭令智等, 1980; Zhou and Zhu, 1993; Charvet et al., 1996)。由于近年来Rodinia超大陆拼合与裂解研究，使这个活动带的性质与时代备受研究者们的关注。一些学者认为这个活动带形成于约1.3~1.0Ga，即全球范围的格林维尔造山期，由此得出一个重要的认识是华南大陆位于Rodinia超大陆的内部，然后超大陆于~0.9Ga裂解，形成一系列裂谷盆地(Li, 1999; Li et al., 2003a; Greentree et al., 2006; Ye et al., 2007)。另一些学者根据新获得的高精度锆石年代学数据和地质关系，认为江南造山带并非形成于格林维尔造山期，而是形成于850Ma到800Ma，因此江南造山带并非位于Rodinia超大陆的内部，而是位于边缘(Wang et al., 2006, 2007, 2008; 高林志等, 2008, 2010)。引起这些争论的关键问题是江南造山带的基底与盖层的时代和造山带内变质基底岩石组合的构造属性。Wang et al.(2006, 2007, 2008)认为江南造山带的陆-陆碰撞造山事件发生在860~800Ma，比先前确定的1000~800Ma的造山活动期(Li et al., 2003a, b; Wang et al., 2004)明显缩小。近年来对位于江西北部的双桥山群和河上镇群变质火山岩已经做了一些锆石U-Pb同位素定年研究，例如对位于江西西北部的双桥山群细碧角斑岩的锆石SHRIMP年龄为840Ma (董树文等，2010)、斑脱岩定年获得了840~829Ma的锆石SHRIMP U-Pb同位素年龄(高林志等, 2008, 2010)，江西-安徽-浙江交界地区与变质沉积岩互层产出的火山灰和石英角斑岩的锆石U-Pb年龄为~880Ma的成岩年龄(高林志等, 2008, 2012; Wang et al., 2008)。然而对婺源-德兴等地区的江南造山带内部的珍珠山群和万年群浅变质火山岩和火山碎屑岩可靠的地质年代学资料和地球化学资料很少，仅有珍珠山火山岩为849±6Ma一个可靠的年龄报导(Li et al., 2010), 严重地影响了对江南造山带东部时代和性质的认识。同时赣东北地区又是我国重要的有色金属、贵金属基地，例如德兴铜矿、金山金矿等都直接产于这些浅变质岩系的变质板岩、片岩内部，变质火山岩系的时代和性质不仅对江南造山带东段的形成与演化研究具有重要意义，而且对研究有色金属的矿质来源具有重要的参考价值。
本文对采自赣东北婺源到德兴地区双桥山群变质火山岩和火山碎屑岩进行了锆石LA-ICPMS U-Pb同位素定年和全岩地球化学的初步分析，旨在确定这一地区江南造山带内部变质火山岩和火山碎屑岩的时代、岩石成因和构造属性，进一步限定赣东北地区这一活动带的性质和时代。
1 区域地质特征江南造山带将华南大陆分为西北部的扬子地块和东南部的华夏地块。前人研究将江南造山带东段内的赣东北-皖南地区分为九岭褶皱变形区、彰公山构造混杂岩带、江山-绍兴对接带三个主要构造单元，构造单元之间以大型断裂带和韧性剪切带相接(邓国辉等, 2003, 2005；图 1)，其中九岭褶皱变形区包括星子杂岩和双桥山群。星子杂岩主要由绿片岩相到角闪岩相变质的片岩、长英质片麻岩、细碧-角斑岩和透镜状大理岩组成，新近的锆石U-Pb同位素年代学研究表明其形成时代为830~850Ma，形成于岛弧构造背景(董树文等，2010)。双桥山群是一套浅变质的巨厚复理石建造夹有细碧岩-角斑岩，底部为凝灰岩和火山沉积砾岩，被认为是弧后盆地产物(邓国辉等, 2003, 2005)。彰公山构造混杂岩带含有五个构造单元，分别为屯溪构造单元、乐平构造单元、万年构造单元、赣东北蛇绿混杂岩带和怀玉山构造单元。其中屯溪构造单元的歙县岩片主要由弧后构造背景下形成的一套玄武质火成岩和安山质岩石构成，屯溪岩片主要由弧后盆地沉积复理石建造构成，夹有火山熔岩和火山碎屑岩。其中歙县岩片的铁镁质火成岩的Sm-Nd等时线年龄为1024±30Ma (周新民等，1989；赵建新等，1995)。乐平单元主要由浅变质的细碎屑沉积岩为主，夹有变质沉凝灰岩、细碧岩和角斑岩，形成于活动大陆边缘构造背景(邓国辉等, 2003, 2005)。万年构造单元主要由滨海浅海相的细碎屑岩组成，夹有少量的火山熔岩、沉凝灰岩和凝灰质碎屑岩。赣东北蛇绿混杂岩带表现为无序的构造混杂岩，主要由泥质硅质岩、细碧岩和超基性岩块构成。其中玄武质岩石表现MORB型和岛弧型地球化学特征，形成于0.97~1.0Ga (李献华等, 1994, 2012)。怀玉山构造单元主要由细碧角斑岩系、火山碎屑沉积岩夹泥质岩和硅质岩组成，SHRIMP锆石U-Pb同位素定年揭示其形成时代为912~857Ma (王剑，2000)。彰公山构造混杂岩带南缘边界为绍兴-江山对接带，对接带内含有由绿片岩相到角闪岩相变质、复杂的岩石组合构成，可能代表了扬子板块与华夏板块的碰撞缝合带(邓国辉等，2005)。
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图 1 赣东北地区新元古代构造分区图(据邓国辉等，2005; 高林志等，2008修改) I-扬子板块; II-华夏板块.I1九岭变形褶皱区; I2彰公山构造混杂岩带; I3绍兴-江山对接带; I2-1屯溪构造单元, I2-2乐平构造单元; I2-3万年构造单元；I2-4赣东北蛇绿混杂岩带; I2-5怀玉山构造单元 Fig. 1 A Neoproterozoic tectonic classification diagram of northeastern Jiangxi Province (revised after Deng et al., 2005; Gao et al., 2008) I-Yangtze plate; II-Cathaysian plate. I1-Jiuling fold region; I2-Zhanggongshan tectonic mélange zone; I3-Shaoxin-Jiangshan collisional zone; I2-1-Tunxi tectonic unit, I2-2-Leping tectonic unit; I2-3-Wannian tectonic unit; I2-4-Northeast Jiangxi ophiolitic mélange zone; I2-5-Huaiyushan tectonic unit |
本次研究供选择了8个代表性的浅变质火山岩样品进行了全岩岩石化学分析，采样地点和岩石类型列于表 1。样品选择的原则是岩石薄片内不含气孔-杏仁体、不含各类后期脉体、粘土质和其它细碎屑沉积物的样品。一个浅变质玄武岩样品(Wy34-1)、一个变质流纹岩样品(Wy32-1)和一个变质英安岩样品(Wy31-1)取自邓国辉等(2005)定义的万年构造单元的万年群上部。其余五个变质英安岩样品(Wy09-1、Wy09-2、Wy09-3、Wy10-1和Wy12-1)取自乐平构造单元，相当于邓国辉等(2005)描述的珍珠山群中部岩段。
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表 1 分析样品采集地点和岩性 Table 1 Locations and lithology of chemically and chronologically analyzed samples |
变质玄武岩(Wy34-1)为紫红色，斑状细粒结构，显微镜下可见斜长石斑晶，最大长轴可达0.5mm，基质为细晶质长石和铁镁矿物，保存有变余间粒-间隐结构特征。斜长石略有定向排列，但仍可见其构成格架的变余构造特征。
变质英安岩(Wy09-2)为中-厚层状，灰绿色，变余斑状细粒结构，块状到板理状构造。变余斑晶主要为斜长石，可见石英，粒度在0.3~0.5mm左右。斑晶和基质有明显的帘石化和绿泥石化。
变质流纹岩(Wy32-1)为灰白色薄层流纹构造，斑状结构。其中斑晶主要为石英，并有斜长石和钾长石斑晶，斑晶粒度通常在0.3~0.5mm，最大可达1mm左右，基质为细晶质结构，显微镜下石英和长石等斑晶矿物有弱的定向排列。
变余凝灰质板岩(Wy39-1)，灰绿色，变余火山凝灰结构，可见斜长石和石英表现为不规则粒状，石英表现了熔蚀结构，斜长石多保存了沿着解理面崩碎的结构特征，粒度在0.3~0.7mm并可见变质细碎屑沉积混入物表现有层理分布。一些细碎屑沉积物已经浅变质形成绢云母、绿泥石和绿帘石。
2.2 分析方法和步骤 2.2.1 全岩岩石化学分析全岩常量元素分析在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成。其中常量元素分析使用扫描型波长色散X射线荧光光谱仪仪(XRF, Thermo Arl Advant XP+)进行，分析采用国际标样GSP22、JG22和国标GBW 02103，工作条件为50mA和50kV，分析精度在0.5%以内，详细的分析方法和步骤见Liu et al.(2002, 2004, 2005, 2012)和Yang et al. (2012)。全岩微量元素和稀土元素分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成，测试仪器为德国Finnigan公司的HR-ICP-MS (ELEMENT-I)，采用国际标样GSR-1和GSR-9，详细分析方法和过程见(Zhang et al., 2011, 2012; Wang et al., 2012a, b)。
2.2.2 锆石U-Pb同位素定年分析本文共对三个有代表性的样品进行了LC-ICP-MS锆石U-Pb同位素年代学分析，包括一个采自婺源清华镇北的浅变质英安岩(Wy09-3，乐平构造单元)、一个采自万年构造单元张村西浅变质流纹岩和一个采自万年构造单元铜厂铜矿采场的变质凝灰质板岩(Wy39-1，原岩为凝灰质沉积岩)。使用通行的锆石分离、制靶和抛光技术，然后对抛光后的锆石拍摄的阴极发光图像(即CL图像)。锆石阴极发光照相在北京大学SEM实验室扫描电镜下进行。锆石U-Pb同位素分析在中国地质大学(北京)国家重点实验室LA-ICP-MS实验室进行，国际标样Harvard91500和NIST610用来作为分析的外部标样和计算U-Th-Pb同位素和其它微量元素含量的标样。207Pb/206Pb和206Pb/238U比值使用GLITTER软件计算(van Achterbergh et al., 2001), 普通铅Pb使用Andersen (2002)方法校正。年龄计算和谐和线图绘制使用Isoplot (ver 3.0；Ludwig, 2003)进行。详细的锆石U-Pb同位素年代学分析方法和步骤见Liu et al.(2011a, b)和Wang et al.(2011, 2013)。
3 分析结果总共8个样品的全岩岩石化学、微量元素和稀土元素分析结果和相关参数被列入表 2，3个样品的LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果和计算的表观年龄值列入表 3。
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表 2 全岩常量元素、微量和稀土元素分析数据和主要参数(主量元素：wt%；稀土和微量元素：×10-6) Table 2 Analyzed whole-rock data for metamorphosed volcanic rocks and major parameters (Major elements: wt%; Trace elements: ×10-6) |
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表 3 锆石U-Th-Pb同位素分析数据和计算的年龄值 Table 3 Analytical data of zircon U-Pb isotopes and calculated age values |
取自德兴白塔南的轻微变质玄武岩样品(Wy34-1) SiO2含量49.39%，表现低Al2O3(12.20%)和高MgO (4.56%)、FeOT (16.2%)、CaO (7.2%)和TiO2(2.68%)，K2O+Na2O较低(4.30%)，其中Na2O明显高于K2O (表 2)，在TAS分类图上落在玄武岩区(图 2a)。该玄武岩样品的FeOT/MgO=3.55, 为拉斑玄武岩。6个英安岩样品SiO2含量在66.66%~72.39%之间变化，Al2O3在12.84%到15.95%之间变化。其Mg#(=100×MgO/MgO+FeOT分子比)值变化在30.93~42.64之间。全碱含量K2O+Na2O为4.19%~5.51%，K2O/Na2O比值从0.58到1.04。在TAS图上除样品W12-1落入英安岩与流纹岩分界线右侧外，其余5个样品落入了英安岩范围(图 2a)，在K2O-SiO2图中，除样品Wy31-1落入高K钙碱性岩石系列外，其余样品均落入了中K钙碱性岩石系列(图 2b)，表现了钙碱性岩石系列的地球化学特征。采自张村西的浅变质流纹岩样品(Wy32-1)表现了高的SiO2含量75.27%，低Al2O3(11.21%)和MgO (0.10%)、CaO (0.42%)和TiO2(0.28%)和很低的Mg#(4.87)，但高的K2O+Na2O总量(7.56%)，K2O/Na2O比值为0.83(表 2)，在TAS分类图上落在流纹岩区(图 2a)，在K2O-SiO2图中落入了高K钙碱性岩石系列(图 2b)。CIPW计算结果(未列出)中所有样品均出现石英标准分子，变质英安岩和流纹岩均出现刚玉分子，而变质玄武岩的刚玉分子为0，说明这些岩石为亚铝(变质玄武岩)到过铝(变质英安岩和流纹岩)岩石系列。
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图 2 浅变质火山岩化学成分分类(a, 据Le Maitre, 2002; b, 据Rollinson, 1993) 图中实三角为变质玄武岩, 空心圆为变质英安岩, 实心圆为变质流纹岩.后图岩性符号同此图 Fig. 2 Chemical classifications of the low-grade metamorphic volcanic rocks (a, after Le Maitre, 2002; b, after Rollinson, 1993) Solid triangle-metabasalt; space circle-metadacite; solid circle-metarhyolite. lithological symbols in following figures are same as these of this figure |
变质玄武岩样品(Wy34-1)表现最低的REE总量(112.4×10-6)和轻微的轻重稀土分馏特征, 在球粒陨石标准化的稀土图谱上表现为缓右斜式稀土配分模式，基本没有Eu异常(表 2、图 3a)。6个浅变质英安岩样品的REE总量153.8×10-6~207.7×10-6, 明显的轻重稀土分馏特征，(La/Yb)N=5.87~6.92, 在球粒陨石标准化的稀土图谱上表现为明显右斜式稀土配分模式，但是轻稀土强烈分馏，重稀土分馏不明显，明显的负Eu异常(δEu=0.64~0.79)(表 2、图 3a)。流纹岩样品(Wy32-2)有最高的稀土总量(322.1×10-6), 其稀土配分模式与变质英安岩相似，但(La/Yb)N较低(4.02)，明显的负Eu异常(表 2、图 3a)。
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图 3 球粒陨石标准化稀土图谱(a)和原始地幔标准化蛛网图(b)(球粒陨石和原始地幔值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 3 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive-normalized spidergrams (b) (the values of the chondrite and primitive mantle are after Sun and McDonough, 1989) |
在原始地幔标准化的蜘蛛网状图上，浅变质玄武岩表现了较平坦的配分特征，具有明显的Nb、Ta和Sr的负异常和弱的Ti负异常(图 3b)，缺少大离子亲石元素的富集。而浅变质英安岩和流纹岩表现了明显的Rb、Th、K、轻稀土元素和高场强元素Zr和Hf的明显富集，但是明显的Nb、Ta、Sr、P和Ti负异常，表现了明显的壳源岩浆的微量元素地球化学特征(图 3b)。
3.3 锆石U-Pb年龄采自婺源清华镇北部的浅变质英安岩(Wy09-3)的锆石表现为细小的短柱状和等轴状，为自形的短柱状晶形，个别锆石为板状或长柱状，晶形粒度在50~100μm，长度/宽度在1:1到1:3之间变化。锆石CL图像反映出这些锆石发育良好的岩浆振荡环带，为典型岩浆锆石(Hoskin and Schaltegger, 2003；Wu and Zheng, 2004; 图 4a, b)。本文该样品中7颗锆石的7个点进行了LA-ICP-MS U-Pb定年分析，显示206Pb/238U表观年龄可大致分为两组，第一组包括4个分析点(分析点#1、#4、#5和#7)，表现了Th/U比值为0.57~0.94，其中分析点#4、#5和#7表现为明显不谐和，落在了谐和线之下(表 3，图 4a)，而分析点#1落在了谐和线上，其207Pb/206Pb表观年龄为1525±49Ma，代表了该捕获锆石的源岩形成时代。第二组由三个分析点(#2、#3和#6)构成，其Th/U比值为0.57~1.14，结合锆石发育良好的振荡环带，揭示其为岩浆成因的锆石。这三个点的206Pb/238U表观年龄从860±15Ma到864±16Ma，被投在谐和线上，表现了良好的成分一致性(图 4a, b)，产生一个权重206Pb/238U平均年龄861±17Ma (MSWD=0.022)，构成了一个谐和年龄861±8Ma (MSWD=0.001，图 4b)，代表了该样品的岩浆结晶年龄。
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图 4 珍珠山群浅变质英安岩锆石U-Pb谐和线图(a、b)和万年群浅变质流纹岩锆石U-Pb谐和线图(c、d) Fig. 4 Zircon U-Pb isotope concordia diagrams for a low-grade metamorphic dacite from Zhenzhushan Group (a, b) and a rhyolite from Wannian Goup (c, d) |
采自德兴张村西的浅变质流纹岩(W32-1)的锆石表现为柱状自形晶，个别锆石为短柱状，粒度在80~150μm，长度/宽度在1:2到1:4之间变化。锆石CL图像反映出这些锆石发育良好的岩浆振荡环带，为典型岩浆锆石(Hoskin and Schaltegger, 2003；Wu and Zheng, 2004; 图 4c, d)。本文共对该样品40颗锆石40个点进行了LA-ICP-MS U-Pb定年分析，除了23号点表现为明显不谐和外，其余39个点在谐和线图中构成了5个组(图 4c)，其中最老的年龄组包括8个分析(#2、#11、#14、#16, 、#27、#28、#30和#34，表 3)，其Th/U比值为0.44~1.39，207Pb/206Pb表观年龄2485±39Ma到2641±61Ma (表 3、图 4c)，其207Pb/206Pb权重平均年龄为2569±37Ma (MSWD=1.8)，代表了该样品的一期捕获锆石的源岩形成时代，揭示研究区内存在晚太古代岩浆事件。第二组由三个分析点(#10、#35和#37)构成，其Th/U比值为0.39~1.11，锆石发育良好的振荡环带，揭示其岩浆成因的锆石。这三个点的206Pb/238U表观年龄从2027±73Ma到2073±43Ma，三个点均投在谐和线上(图 4c, d)，产生一个207Pb/206Pb权重平均年龄2065±47Ma (MSWD=0.16)，代表了该样品的一期捕获锆石的源岩形成时代。第三组分析包括四个分析(#4、#9、#29和#8)，其Th/U比值为0.61-0.89，207Pb/206Pb表观年龄1718±33Ma到1843±31Ma (表 3、图 4c)，其中#4、#9和#29，构成一个207Pb/206Pb权重平均年龄1733±45Ma，是锆石源区存在古元古代晚期的岩浆事件记录。此外两个分析点(#13和#40)给出207Pb/206Pb表观年龄分别为1121±45Ma和1024±107，指示了格林威尔期的热事件。其余的22个分析构成了本样品最大的众数组，其Th/U比值为0.29~1.49，CL图像表明这些锆石具有明显的振荡环带(图 4d)，206Pb/238U表观年龄从853~924Ma，只有一个分析给出较低的206Pb/238U表观年龄661Ma，这些分析产生一个206Pb/238U加权平均年龄为860±7Ma (MSWD=0.011)，谐和年龄为860±3Ma (MSWD=0.48)(图 4d、表 3)，代表了该样品岩浆结晶年龄。
采自德兴铜矿铜厂矿区的凝灰质板岩(W39-1)的锆石表现为柱状自形晶，个别锆石为等轴状到短柱状，粒度通常在120~200μm，长度/宽度在1:1到1:2之间变化。锆石CL图像反映出这些锆石发育良好的振荡环带，为典型岩浆锆石(Wu and Zheng, 2004; Hoskin and Schaltegger, 2003；图 5a)。本文共对该样品31颗锆石31个点进行了LA-ICP-MS U-Pb定年分析，其中16号点给出了最老的207Pb/206Pb表观年龄为2789±19Ma。其余30个分析点构成了两个年龄众数组，其中21个分析构成了本样品最大的年龄众数组，206Pb/238U表观年龄从727~880Ma (表 3、图 5a-c)。这个组锆石具有明显的振荡环带，其Th/U比值为0.54~1.47，指示了它们的岩浆成因。这一组分析，产生了一个206Pb/238U权重平均年龄860±6Ma (MSWD=0.049)。其余9个分析Th/U比值为0.43~1.01，这些锆石有明显振荡环带，也是岩浆成因锆石。这9个分析产生一个206Pb/238U权重平均年龄939±11Ma (MSWD=0.79)。该样品31个点的锆石年代学分析有新太古代早期的年龄记录，新元古代形成了860±6Ma和939±11Ma两个年龄峰值，记录了新元古代早期两个重要阶段的岩浆作用事件。
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图 5 凝灰质板岩的锆石U-Pb年龄图 Fig. 5 Zircon U-Pb isotope dating diagrams of a tufaceous slate from Wannian Group |
一个浅变质英安岩样品(Wy31-1)和一个浅变质流纹岩样品(Wy32-1)表现了高钾钙碱性岩石系列的地球化学特征(图 2b)，由于浅变质流纹岩样品(Wy32-1)有更高的K2O和Na2O含量表现了A型花岗岩的碱质特征，而浅变质英安岩样品(Wy31-1)有较低的Na2O浓度，而表现了S型花岗岩的碱质特征。除了浅变质流纹岩(Wy32-1)以外，所有其它浅变质英安岩样品均表现了强铝过饱和，Al2O3/TiO2比值在20左右，样品Wy32-1达40，反映了高铝钛的地球化学特征(表 2)，这些地球化学特征表现了壳源岩浆的亲缘性。在Rb/Ba对Rb/Sr相关图上落在了杂砂岩部分熔融区(图 6a，Sylvester, 1998)，在Rb-Sr相关图上样品Wy32-1和Wy31-1表现了相对较低的Sr浓度，其它浅变质英安岩样品表现了接近平行Rb轴分布，而Sr变化很小(图 6b、表 2)，结合这些样品具有低的相容元素Cr、Ni和Co的浓度，大离子亲石元素Rb、Th、K和轻稀土元素La、Ce等和高场强元素Zr和Hf等高度富集，Nb、Ta、Sr、P和Ti元素强烈亏损，反映了主体的英安质岩浆形成于表壳岩的部分熔融，部分熔融的残留相中存在斜长石和磷灰石。在球粒陨石标准化的稀土配分图上轻重稀土明显分馏，轻稀土强烈分馏，重稀土较为平坦和明显负Eu异常，反映部分熔融残留相中斜长石和角闪石，说明部分熔融的源区含有一定量的铁镁质火山岩或凝灰岩成分，即可能为杂砂岩的部分熔融。这一特征与大部分岩石具有相对偏高的Mg#(100MgO/MgO+FeOT分子比)特征一致(表 2)。而样品Wy31-1和Wy32-1的稀土总量高，与其它浅变质英安岩样品具有相似的稀土配分模式，但Rb含量相对较低，可能是英安质岩浆经斜长石和黑云母等矿物分异形成。由于一些捕获锆石的存在，表明在岩浆侵位和上升喷发过程中可能存在上部地壳物质的混染。
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图 6 岩石成因鉴别图(a, 底图引自Sylvester, 1998) Fig. 6 Discrimination diagrams for petrogenesis (a, after Sylvester, 1998) |
分析样品中唯一一个浅变质玄武岩样品(Wy34-1), 表现了较低斜率的右斜式稀土配分模式(图 3a)和Nb、Ta、Ti和Sr的负异常，La/Yb比值为2.34，Th/Ta比值为4.85，La/Sm比值为1.89，Gd/Yb比值为1.42，略高于原始地幔值和亏损地幔，指示了该玄武质岩浆原始地幔或亏损地幔的亲缘性，并在上升过程中受到了上部地壳物质的混染。Sm/Yb比值为1.23，Sm浓度为6.55，落在了尖晶石辉橄岩低度部分熔融的范围(表 2；Wang et al., 2007)。由此我们认为该玄武质岩浆最有可能形成于被扰动的亏损地幔低度部分熔融。
4.2 浅变质火山岩形成时代取自乐平构造单元珍珠山群浅变质英安岩LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年结果表明其形成年龄为861±8Ma，取自万年构造单元的万年群上部地层中的浅变质流纹岩(Wy32-1)给出了860±3Ma的成岩年龄，而变质玄武岩(Wy34-1)与浅变质英安岩、流纹岩互层产出。采自德兴铜矿铜厂矿区凝灰质板岩(Wy39-1，万年群)记录了新元古代860±6Ma和939±11Ma两个年龄峰值，记录了新元古代早期两个重要阶段的岩浆作用事件。不难看出万年群和珍珠山群的形成年龄在误差范围内一致。万年群和珍珠山群变质火山岩都形成于860Ma左右，为早新元古代的Tonian期。这些定年样品同时记录了新太古宙、早元古代中晚期、中元古代格林威尔期继承锆石或碎屑锆石年龄，反映了该地区早前寒武纪老地壳和格林威尔期陆壳物质的存在。
从这些定年结果不难看出，婺源到德兴的新元古代浅变质火山岩的形成时代早于浙-皖-赣交界地区在双桥山群横涌组和安乐林组的形成时代831~829Ma和河上镇群上墅组767Ma (高林志等，2008)，也老于庐山星子杂岩中细碧角斑岩的形成时代(840Ma，董树文等，2010)，与江南造山带西段的四堡群、冷家溪群最大沉积年龄(~860Ma)相近, 比赣北-皖南双桥山群变质火山岩和火山凝灰岩略晚(~880Ma)(Wang et al., 2006, 2007, 2008)。本文新报道的赣东北新元古代浅变质火山岩年龄，结合先前报导的江南造山带西段和东北段的新元古代浅变质火山岩的时代，不难看出江南造山带赣东北段浅变质火山-沉积岩系形成于早新元古代的Tonian期。
4.3 浅变质火山岩构造背景采自万年群的浅变质玄武岩在原始地幔标准化蜘蛛网状图上Nb、Ta和Ti的亏损，岩石成因方面反映的被扰动亏损地幔的部分熔融，在Th-Ta-Hf/3和Th-Nb/16-Hf/3构造鉴别图上落在了岛弧玄武岩区(图略)。
6个变质英安岩形成于变质杂砂岩的部分熔融，部分熔融的残留相中保存了斜长石和角闪石，反映了高温中压的构造背景。在Pearce et al.(1984)Rb-Y+Nb (图 7a)和Nb-Y构造鉴别图(图 7b)上, 6个浅变质英安岩落在火山弧花岗岩和火山弧加同碰撞花岗岩区，而浅变质流纹岩落在了板内花岗岩区，加上这些英安质岩石强烈铝过饱和的地球化学特征，反映了火山弧到大陆内部过渡的构造背景，最有可能形成于安第斯型活动大陆边缘弧后盆地构造背景。
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图 7 浅变质英安岩和流纹岩构造环境鉴别图(据Pearce et al., 1984) Fig. 7 Tectonic discrimination diagrams (after Pearce et al., 1984) |
综上所述地球化学和地质年代学分析，得出对婺源到德兴地区浅变质火山岩的初步认识如下：
(1)赣东北婺源到德兴地区新元古代地层中浅变质火山岩主要由变质玄武岩、英安岩和流纹岩组成。其中玄武质岩浆具有拉斑玄武岩的地球化学特征，起源于尖晶石辉橄岩低度部分熔融，英安岩岩浆起源于壳源杂砂岩部分熔融，流纹岩可能为英安岩岩浆结晶分异的产物；
(2)婺源浅变质英安岩形成于861±8Ma，德兴张村西浅变质流纹岩形成于860±3Ma，铜厂铜矿矿区凝灰质板岩形成于860±6Ma，均为早新元古代Tonian期火山喷发的产物；
(3)结合浅变质玄武岩和英安质火山岩的地球化学特征和成因，这套岩石最有可能形成于安第斯型活动大陆边缘弧后盆地构造背景。
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