2012, Vol. 28
2. 北京大学地球与空间科学学院, 北京 100871;
3. 浙江省地质矿产研究所, 杭州 310007
2. School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871, China;
3. Zhejiang Institute of Geology and Mineral Resources, Hangzhou 310007, China
主体形成于新元古代的江南造山带, 呈弧形跨越了桂北、黔东、湘西、湘北、赣北、皖南和浙北的广大区域(图 1a), 是我国南方地质构造研究的核心, 制约着显生宙以来区域构造的演化。但对江南造山带的组成、结构以及造山作用过程, 历年争论不断, 目前的认识仍远未统一(郭令智等, 1980, 1984, 1996；朱夏, 1980；许靖华等, 1987；徐备, 1990; 徐备等, 1992；徐树桐等, 1993；舒良树等, 1995；丘元禧等, 1998；曾勇和杨明桂, 1999；朱光和刘国生, 2000；Wu et al., 2006；Zheng et al., 2007；陈冠宝等, 2007)。随着赣东北蛇绿混杂岩、皖南歙县(伏川)蛇绿混杂岩以及江绍断裂带东端蛇绿混杂岩的不断被厘定/或确定(水涛等, 1986；徐备和乔广生, 1989; 徐备等, 1992；周新民等, 1989), 以及多条与这些缝合带有关、具有岛弧性质火山岩带的确定, 暗示江南造山带具有多岛弧拼贴、多条缝合带的特点(薛怀民等, 2010)。近几年, 新的同位素年龄资料揭示, 不同缝合带闭合的时间可能存在着明显的差异。其中, 江绍断裂带北侧具有岛弧性质的平水群和双溪坞群以及侵入其中的具有埃达克质特征的桃红和西裘英云闪长岩-花岗闪长岩的锆石U-Pb定年结果, 揭示该带上岛弧岩浆作用的时间介于935~900Ma之间(Ye et al., 2007；陈志洪等, 2009)。因而该缝合带所在位置的洋壳最终闭合的时间应在~900Ma前后。侵位于赣东北蛇绿岩套中、具有大洋性质的埃达克质岩脉的SHRIMP锆石U-Pb年龄为968±23Ma (李献华等, 1994；Li et al., 2003), 暗示发生在该缝合带上的俯冲作用可能早达新元古代早期。
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图 1 梵净山地区地质简图 Fig. 1 Simplified geological map of the Fanjingshan region |
相反, 皖南的歙县(伏川)蛇绿岩套中方辉橄榄岩堆晶岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄仅为827±9Ma, 侵入到其中的辉长岩脉的SHRIMP锆石U-Pb年龄为848±12Ma (丁炳华等, 2008), 指示该缝合带上约850Ma前后尚有消减前的洋壳形成。董树文等(2010)在江西庐山地区双桥山群地层中发现了一套具枕状构造的细碧岩-角斑岩-石英角斑岩组合, 并测得与其共生的英安岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为840±7Ma。结合近年来在皖南祁门附近溪口群中新发现的枕状熔岩(张彦杰等, 2011)、湖南北部益阳冷家溪群中的枕状熔岩(Wang et al., 2004)以及黔东南梵净山地区梵净山群中的枕状熔岩, 在江南造山带的近扬子陆块一侧, 隐约存在着一条走向大致平行于造山带的枕状熔岩带, 可能代表着弧后洋盆最终消失的部位。本研究系统测定了该带西南缘梵净山地区镁铁质-超镁铁质岩的元素和Sr、Nd同位素组成, 并对其中的辉长岩进行了SHRIMP锆石U-Pb定年, 以探讨它们形成的构造环境, 并对该洋盆的性质及存在的时间进行限定。
1 区域地质概况江南造山带位于扬子地块与华夏地块之间, 由于标志层的相对缺少, 加上变形程度普遍较强而变质程度普遍较低, 到目前为止, 对该造山带的结构尚未厘定清楚。构成造山带的岩性, 除一些花岗岩类侵入体外, 主要是一套巨厚、成熟度较高的变沉积岩系, 火山物质仅在局部地段(或层位)有较多的发育。这套变沉积岩系具有明显的双层结构：其中下构造层在不同省分别称为四堡群(广西)、梵净山群(贵州)、冷家溪群(湖南)、溪口群(安徽)、双溪坞群(浙江)、平水群(浙江), 上构造层在不同省分别称为丹洲群(广西)、下江群(贵州)、板溪群(湖南)、历口群(安徽)、河上镇群(浙江)。至于相应的层位在江西尚有不同的认识, 部分学者将双桥山群的下亚群归为下构造层, 上亚群归为上构造层；也有学者将出现在赣东北缝合带附近的登山群归为上构造层。上、下构造层之间存在着明显的区域性不整合, 尤其在江南造山带西南段(湖南、广西和贵州境内)表现得更为明显。图 2a所示的是湘北地区冷家溪群与板溪群之间的角度不整合, 不整合面上、下地层的构造样式明显不同。不整合面之下的冷家溪群变形非常强烈, 发育尖棱褶皱(图 2b), 而不整合面之上的板溪群变形微弱, 仅发育宽缓的褶皱(图 2c), 板溪群的底部有底砾岩发育(图 2d)。图 2中同时还附了广西龙胜地区丹洲群底部的底砾岩照片(图 2e)和贵州梵净山地区下江群底部的底砾岩照片(图 2f)。
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图 2 江南造山带西南段的构造样式 (a)-板溪群不整合覆盖在冷家溪群之上；(b)-冷家溪群内的尖棱褶皱；(c)-板溪群内宽缓褶皱；(d、e、f)-分别为板溪群、丹洲群和下江群底部的底砾岩照片 Fig. 2 Tectonic manners for the southwestern segment of the Jiangnan orogene (a)-unconformable contact between the Banxi Group (upper tectonic stratum) and Lenjiaxi Group (lower tectonic stratum); (b)-chevron fold within the Lenjiaxi Group; (c)-drape fold within the Banxi Group; (d, e, f)-bottom conglomerate of the Banxi Group, Danzhou Group, and Xiajiang Group respectively |
梵净山地区位于江南造山带的西南缘, 这里前寒武纪的地层呈“核杂岩”的形式出露于早古生代地层中(图 1b), 其中前寒武纪的地层包括梵净山群和下江群两套火山-沉积岩系, 其间被角度不整合面分开。戴传固等(2005)认为梵净山地区为一变质核杂岩构造, 以梵净山群为变质基底, 其主滑脱面发育于下江群底部, 在下江群中还出现了一系列次级滑脱面, 在下江群之上的早古生代地层中则发育伸展剥离正断层系统。
梵净山群自下至上分为三个岩性段：下段主要为浅变质的凝灰岩、砂岩、粉砂岩、板岩；中段以基性火山岩为主, 夹板岩、变余砂岩和凝灰岩, 显著特征是产出枕状熔岩(图 3a-c)；上段主要为浅变质砂岩、凝灰质砂岩、千枚岩、板岩。梵净山群地层变形强烈, 在梵净山地区构成了两个走向北东、略呈弧形向南东凸出的背斜构造及其间的一个向斜构造, 其中背斜构造的核部分别位于梵净山主峰附近和东南部镁铁质-超镁铁质岩床群密集出露区(图 1b)。
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图 3 梵净山群中的枕状熔岩(a-c)及直立的镁铁质岩床(d) Fig. 3 Photographs of pillow lava (a-c) and vertical mafic sill (d) |
梵净山群中有大量的超镁铁质-镁铁质岩床群贯入, 它们在地表呈连续或不连续出露, 长从几十米到大约10余千米不等, 宽从2~3m左右到大约50m。这些岩床群主要呈NE-SW向延伸, 大致平行于区域构造线的走向和围岩面理的方向, 但在背斜的倾伏端变为近EW向, 甚至NW向(图 1b)。这些镁铁质-超镁铁质岩床群曾被错当作岩墙群, 构造重建显示它们主要是顺层贯入到了梵净山群的下段, 少数贯入到下段和中段之间的过渡地带, 它们与围岩一起经历过后期的变形和变质。这些能干性明显比围岩强的镁铁质-超镁铁质岩床群, 有些呈突兀的“岩墙”地貌出现(图 3d)。
在梵净山群出露区的偏西侧, 有一些不规则状的白云母花岗岩小岩株产出(图 1b), 它们侵入于背斜核部梵净山群的最下部地层中。物探资料显示, 这些花岗岩小岩株地下深处可能存在彼此相连的隐伏岩基(王敏等, 2011)。
下江群位于不整合面之上, 主要为一套巨厚的浅变质砂砾岩、粉砂岩、板岩, 局部夹大理岩透镜体, 底部发育底砾岩(图 2f)。
2 样品及分析方法 2.1 样品描述枕状熔岩(样品FJS-403)：由长板状-纤维状单斜辉石和斜长石微晶组成, 它们多呈束状、帚状排列(图 4a-c), 其间充填的火山玻璃, 已脱玻化。
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图 4 梵净山地区镁铁质岩-超镁铁质岩的显微照片 (a-j)为正交偏光; (k、l)为单偏光 Fig. 4 Micrographes of the mafic-ultramafic rocks from the Fanjingshan region (a-j) under PPL; (k, l) under CPL |
辉绿岩(样品FJS-391、399、401、402)：岩石中斜长石的自形程度相对较好, 呈长板状晶, 普通辉石呈它形充填在斜长石间隙中, 或呈较大的晶体包裹斜长石构成嵌晶含长结构(图 4d-f)。斜长石多已泥化和娟云母化, 辉石部分蚀变为绿色的角闪石。
辉绿角闪岩(样品FJS-393、FJS-394)：整个岩石的结构与辉绿岩类似, 但辉石已全蚀变为绿色的角闪石(图 4g), 且出现一些长柱状的可能属于原生的角闪石(图 4h), 斜长石的自形程度较差。基质中出现约5%的细小石英。
辉长岩(样品FJS-387a、387b)：岩石主要由单斜辉石和斜长石组成, 两种矿物的自程度相似, 均为半自形板状(图 4i, j)。岩石中辉石含量约60%, 已全部变化为绿色的角闪石。斜长石含量约40%, 多已泥化和娟云母化。样品FJS-387a颗粒较粗, 而样品387b为细粒辉长岩。
辉橄岩(样品FJS-388)：岩石蚀变强烈, 橄榄石已全部蚀变为蛇纹石和伊丁石, 辉石也蚀变为细小的矿物集合体(因太细小分不清), 但局部还可看出橄榄石和辉石的晶形。另外, 岩石中还见有少量的尖晶石颗粒(图 4k)。
碳酸辉橄岩(样品FJS-398)：岩石主要由橄榄石和辉石组成, 其中橄榄石含量约60%已全部蚀变为蛇纹石, 辉石含量约30%, 已蚀变为绿泥石等细小矿物集合体。岩石中含有较多的(~10%)的糖粒状碳酸盐晶体, 它们散布在橄榄石和辉石的蚀变矿物中, 与外界不连通, 应为原生碳酸盐矿物。
2.2 分析方法锆石是从约10kg样品中用常规方法分选出, 再在双目镜下仔细挑纯得到的。将锆石与一片RSES参考样SL13及数粒TEMORA置于环氧树脂中, 然后磨至约锆石颗粒厚度的一半, 使锆石内部结构暴露, 再镀上黄金膜。定年测试在中国地质科学院北京离子探针中心SHRIMPⅡ离子探针仪上完成。分析点的选择首先根据已磨至一半的锆石反射和透射照片进行初选, 再与阴极发光照片反复对比, 力求避开内部矿物包裹体。仪器条件和数据采集参见Williams (1998)的有关描述。束斑大小约25~30μm, 测试是在一次离子流强度约为4~5nA, 仪器质量分辨率约5000(1%峰高), 每个分析点数据通过5个循环收集。应用另一RSES参考样SL13(年龄为572Ma, U含量为238×10-6)标定所测锆石的U、Th和Pb含量, 应用RSES参考锆石TEMORA (417 Ma)进行元素间的分馏校正, Pb-U校正公式采用Pb/U=A (UO/U)2(Claoue-Long, 1995)。用实测204Pb校正普通Pb。数据处理应用Ludwig (2001)的Isoplot程序。分析及数据处理结果见表 1。
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表 1 梵净山地区辉长岩的锆石U-Pb SHRIMP分析结果 Table 1 SHRIMP analytical results for zircons from the gabbro outcropped in the Fanjingshan region |
全岩成分是在核工业北京地质研究院分析测试研究中心分析的。其中主元素用X荧光光谱法(XRF)完成, 误差 < 0.5%；微量元素和稀土元素是用德国Finnigan-MAT公司生产的ELEMENT Ⅰ仪器(离子体质谱仪)分析的, 误差范围一般在5%~10%。分析结果及一些地球化学参数见表 2。
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表 2 梵净山地区镁铁质-超镁铁质岩代表性样品的常量(wt%)和微量元素(×10-6)含量及Rb-Sr、Sm-Nd同位素组成 Table 2 Major (wt%) and trace (×10-6) element compositions, and Rb-Sr and Sm-Nd isotopic data for the mafic-ultramafic rocks from the Fanjingshan region |
全岩的Rb-Sr和Sm-Nd同位素组成分析是在中国地质科学院地质研究所同位素实验室完成的, 分析流程及实验条件与Cohen et al.(1988)、Chavagnac and Jahn (1996)及Jahn et al.(1996)所描述的类似。分析结果见表 2。
3 分析结果 3.1 锆石U-Pb年龄梵净山地区辉长岩的锆石呈长板柱状, 长/宽比大于2/1。锆石晶体内部生长环带不发育, 大多数颗粒仅发育稀疏的直纹(图 5), 这是镁铁质岩中常见的锆石结构特征。个别颗粒见有震荡生长环带(如分析点15), 部分锆石晶体的内部还有其他矿物的包裹体。
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图 5 辉长岩(FJS-387A)中锆石的阴极发光照片(CL) Fig. 5 CL images of dated zircon crystals from the gabbro outcropped in the Fanjingshan region |
本次研究共对辉长岩中16个锆石颗粒进行了年龄测定(表 1), 其中分析点9.1的206Pb/238U表面年龄(851±11Ma)明显高于其他分析点, 其余15个分析点的206Pb/238U表面年龄比较集中, 且均位于206Pb/238U-207Pb/235U谐和线上或其附近, 它们的206Pb/238U加权平均年龄为821±4Ma (图 6), 该年龄可代表梵净山地区辉长岩的侵位时间。
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图 6 辉长岩(FJS-387A)中锆石的206Pb/238U-207Pb/235U谐和图 Fig. 6 Concordia diagrams showing SHRIMP analytical points for zircons from the gabbro sample |
梵净山地区的超镁铁质-镁铁质岩普遍经历了一定程度的低温地表蚀变和轻微的变质作用, 这些后期改造作用可能对岩石中一些活泼元素(如K、Rb、U、Th等)的丰度有明显的影响, 因此, 在本文的地球化学特征描述和讨论中, 将尽量避免用这些元素或比值来讨论其岩石成因, 而主要讨论在蚀变和低级变质过程中受影响小的亲铁元素、稀土元素和高场强元素的地球化学变化特征。
3.2.1 主量元素区内超镁铁质岩中, 橄榄石已普遍蚀变为蛇纹石, 辉石也蚀变为绿泥石等细小矿物集合体, 但从其高的MgO (22.88%~23.03%)和FeOT (13.89%~16.83%)含量、低的Al2O3含量(表 2), 结合其矿物组成, 大致可以推测其原岩为辉橄岩。部分超镁铁质岩中含有大量的原生碳酸盐晶体, 岩石中CO2含量较高, 为碳酸辉橄岩。
镁铁质岩在高场强元素分类图上主要投在玄武岩区域, 个别进入玄武安山岩/安山岩区域(图 7a)。它们在FAM图上均位于拉斑玄武岩系列范围内, 并显示从辉绿岩到辉长岩, 具有向富铁方向演化的趋势(图 7b)。
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图 7 梵净山地区镁铁质岩的Zr/TiO2-Nb/Y分类图(a)和FAM图解(b) Fig. 7 Classification diagram of Zr/TiO2 versus Nb/Y (a) and FAM (b) for the mafic rocks from the Fanjingshan region |
辉长岩中的FeOT、TiO2含量明显高于其他镁铁质岩(图 8a, b), 且FeOT与TiO2呈正相关, 可能与钛铁矿的分异并在辉长岩中富集有关。整个镁铁质岩中CaO/Al2O3比值随MgO含量的变化几乎无变化(图 8d), 可以排除岩浆演化过程中单斜辉石的分异。区内的超镁铁质岩的MgO含量远高于镁铁质岩, 而Al2O3含量很低(图 8c), 这也在一定程度上说明岛状硅酸盐(橄榄石)是原岩中的主要矿物类型之一。
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图 8 梵净山地区镁铁质-超镁铁质岩的MgO (%)与部分主量元素氧化物(%)和微量元素(×10-6)丰度及比值关系图 Fig. 8 MgO (%) versus some major (%) and trace (×10-6) element compositions diagrams for the mafic-ultramafic rocks from the Fanjingshan region |
区内超镁铁质岩中的Ni、Cr、Co的丰度高于镁铁质岩数倍到数十倍(图 8e-g), 结合其很高的MgO含量, 可用橄榄石的分离结晶, 并在超镁铁质岩中聚积加以解释。镁铁质岩中过渡元素Cr和Ni的丰度总体较低, 但随MgO含量的增加有明显增加的趋势(图 8e, g), 说明橄榄石的分异对这些镁铁质岩浆的演化也起着一定的影响。δEu值随MgO含量的变化无明显的变化规律(图 8j), 说明斜长石的分离结晶不是岩浆演化的主要机制。其它过渡元素Co、Sc、V在辉长岩内的丰度明显高于其他镁铁质岩, 但随MgO含量的增加无规律性变化(图 8f, h, i), 这也可排除单斜辉石等暗色矿物的分异。镁铁质岩中高场强元素Nb和Zr的丰度均随MgO含量的增加呈下降趋势, 这在一定程度上排除了岩浆演化过程中大陆地壳的显著影响。
梵净山地区的超镁铁质-镁铁质岩均表现出一定程度的富集轻稀土元素的特点, 轻、重稀土元素的分馏程度相对较强, 其中又以轻稀土元素之间的分馏为主, 而重稀土元素之间几乎无分馏。该特征在辉绿岩和枕状熔岩中表现得最明显, 它们的(La/Sm)N均大于2 (介于2.02~2.84之间), 而(Gd/Yb)N仅为1左右(0.86~1.11)。这些岩石的负Eu异常弱到中等(δEu介于0.72~0.98之间), 其中辉长岩的负Eu异常较弱, 而其他镁铁质岩的负Eu异常除个别样品为, 总体较强(参见图 8和表 2)。
在不相容元素原始地幔标准化蛛网图上, 梵净山地区的超镁铁质-镁铁质岩均表现出明显富集Th和U (图 9b, d, f, h), Rb除在超基性岩中含量很低(图 9h)外, 在镁铁质岩中明显富集。Ba和Sr在大多数岩石中呈明显的负异常, 这与岩石中普遍显示一定程度的负Eu异常所反映的机理是一致的, 说明富钙斜长石的分离结晶虽然不是岩浆演化的主要机制, 但也起着一定的影响。高场强元素的行为发生了分化, 其中Zr和Hf在除辉长岩以外的其中镁铁质岩中均表现为正异常(图 9b, d), 而Nb和Ta相对于La在枕状熔岩和辉绿岩中显示明显的负异常, 在辉长岩和超镁铁质岩中则无异常。
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图 9 梵净山地区镁铁质-超镁铁质岩的稀土元素球粒陨石标准化曲线和不相容元素原始地幔标准化蛛网图 Fig. 9 Chondrite-normalized REE-patterns and primitive mantle normalized incompatible element patterns for the mafic-ultramafic rocks from the Fanjingshan region, southwestern segment of the Jiangnan Orogen |
梵净山地区镁铁质岩87Sr/86Sr初时值的变化范围很大, 从约0.6933到0.7146, 其中的低值低于通常的亏损地幔的Sr同位素组成(~0.702), 而高值甚至高于富集地幔EM2的Sr同位素组成(图 10a), 这可归因于后期的蚀变和变质, 使Rb-Sr同位素体系发生了改变, 由此使获得的Sr同位素组成已不能代表岩石形成时的情况。但Sm-Nd同位素体系即使在高级变质作用过程中也能保持封闭, 可真实反映原岩的同位素组成。表 2分别列出了用840Ma和821Ma计算得到的εNd(t)值, 这两个年龄值大致代表了区内最早和最晚的岩浆事件(详见后面有关讨论)。从表中可以看出, 同一样品的εNd(840)和εNd(821)之间的差值均小于0.2, 一般在0.1左右, 不影响后面的讨论。为叙述方便, 以后所说的εNd(t)值是指用t=821Ma计算得到的。枕状熔岩的εNd(t)值较低, 为-2.18。辉长岩的εNd(t)值是区内镁铁质岩中最高的, 介于0.26~0.54之间。辉绿质岩墙群的εNd(t)值总体介于枕状熔岩与辉长岩之间, 但在SiO2含量较高(成分相当于辉石闪长质)的分异物(样品FJS-393和样品FJS-393)中, εNd(t)值明显降低(图 10b)。
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图 10 梵净山地区镁铁质岩的εNd(t)与(87Sr/86Sr)i及SiO2关系图 Fig. 10 εNd(t) versus (87Sr/86Sr)i and SiO2 diagrams for the mafic rocks from the Fanjingshan region |
梵净山地区的镁铁质-超镁铁质岩从产状上可分为两套：一套是喷出岩, 以枕状熔岩为特征, 构成梵净山群中段的主体；另一套是超浅成侵入的岩床群, 成分以镁铁质的辉绿岩为主, 其次是超镁铁质的辉橄岩、碳酸橄辉岩等。至于辉长岩是否属岩床群的一部分, 由于其地球化学性质与同为镁铁质组分的辉绿岩有明显的差别, 我们更倾向于认为, 区内的辉长岩是有别于岩床群的另一次岩浆事件的产物, 其岩浆源区相对更亏损些, 或母岩浆中包含了一定量的来自亏损地幔的组份。
4.1.1 枕状熔岩的形成时间对于梵净山群中的枕状熔岩, 曾有学者(高林志面告)在其中获得过~840Ma的SHRIMP锆石U-Pb年龄(尚未见发表)。本次研究在辉长岩中获得了821±4Ma的年龄值, 由于该岩体侵入到了梵净山群地层中, 枕状熔岩实际的形成时间应早于该年龄值。另外, 董树文等(2010)在江南造山带中段的江西庐山地区获得与枕状熔岩共生的英安岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为840±7Ma。因此, ~840Ma的年龄值可大致代表江南造山带北西侧枕状熔岩的形成时间。
在江南造山带内的其他地区, 与梵净山群相当层位的定年工作, 近年来取得了很大的进展, 这也在一定程度上帮助限定了梵净山群中枕状熔岩的形成时间。如皖南的溪口群, 高林志等(2009)测得该群上部牛屋组中英安岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为866±9Ma；赣北的双桥山群, 高林志等(2008)测得该群中、下部(横涌组和安乐林组)两个沉凝灰岩样品的SHRIMP锆石U-Pb年龄分别为831±5Ma和829±5Ma, Wang et al (2008)测得该群中石英角斑岩和流纹质凝灰岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为878±4Ma和879±5Ma；湖南的冷家溪群, 柏道远等(2010)测得该群上部(云场里组)中变质火山岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为828±10Ma, 高林志等(2011a, b)分别测得该群上部沉凝灰岩和下部(苍溪岩群)变凝灰岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄分别为822±10Ma和855±5Ma；桂北的四堡群, 高林志等(2010b)测得其中沉凝灰岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为842±6Ma。这些年龄值总体可以相互对比, 同时也指示江南造山带内下构造层的形成时间主要介于825~866Ma之间。
4.1.2 镁铁质-超镁铁质岩床群的侵位时间：由于区内的镁铁质-超镁铁质岩床群顺层贯入到梵净山群的下段及下段和中段之间的过渡地带, 并与围岩一起经历过后期的变形和变质, 它们的侵位时间应晚于枕状熔岩的形成时间, 早于区域变质作用的时间。另外, 这些镁铁质-超镁铁质岩床群未穿过不整合面, 因此, 不整合面之上的下江群以及与下江群相当层位的定年结果可限定这些岩床群形成的上限年龄。高林志等(2010a)测得下江群(红子溪组)火山碎屑岩中锆石的SHRIMP U-Pb年龄为814±6Ma, 王剑等(2003)测得湘北板溪群英安质火山集块岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为814±12Ma。另外, 周汉文等(2002)测得桂北鹰扬关群基性火山岩的TIMS锆石U-Pb年龄为819±11Ma, 也可与此对比。由此可见, 区内镁铁质-超镁铁质岩床群的侵位时间应介于840~814Ma之间。
至于辉橄质岩床群与辉绿质岩床群的侵位时间是否有早晚, 目前尚缺少地质和同位素年龄方面的证据。但基于辉绿岩具有相对较低的εNd(t)值, 且随岩石中SiO2含量的增加, εNd(t)值呈降低的趋势(图 10b), 暗示形成辉绿岩的岩浆在地壳中滞留的时间相对较长, 推测辉绿质岩床的侵位时间要晚于超镁铁质岩床的侵位约几个百万年。
另一方面, 从Nd同位素组成的变化趋势看, 形成最早的枕状熔岩具有最低的εNd(t)值(不包括SiO2含量较高、成分相对于辉石闪长质的分异物)。辉长岩具有最高的εNd(t)值, 其形成时间(821±4Ma)可能是最晚的。镁铁质-超镁铁质岩床群的εNd(t)值介于中间, 也许其侵位时间也介于枕状熔岩与辉长岩的形成之间。若此推理成立, 说明随着时间的由早到晚, 梵净山地区(超)镁铁质岩浆作用过程中, 来自亏损地幔的物质不断增加。
4.1.3 花岗岩在造山作用过程中的位置除了广泛分布的镁铁质-超镁铁质岩浆岩外, 在梵净山地区还发育了一套白云母花岗岩, 它们侵位于梵净山群的下段, 王敏等(2011)测得该岩体的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为838.5±1.5Ma, 并认为其形成与后造山环境下地幔来源的热供应有关。但该岩体为强过铝质花岗岩, 其侵位时代和地球化学性质与江南造山带内广泛分布的S-型花岗岩体(如东段的许村岩体、歙县岩体、休宁岩体等, 中段的九岭岩体, 西南段的摩天岭岩体等具有可比性(如李献华, 1999；李献华等, 2002；吴荣新等, 2005；钟玉芳等, 2005；曾雯等, 2005；高林志等, 2010a；薛怀民等, 2010；Wang et al., 2006), 我们更倾向于认为梵净山地区的白云母花岗岩为具同碰撞性质的花岗岩, 其形成时间应该略晚于梵净山群下段和中段(包括枕状熔岩)的形成时间, 但早于镁铁质-超镁铁质岩床群的侵位时间, 更早于辉长岩的侵位时间。
据此可以推测, 梵净山地区新元古代岩浆作用的序次大致为：枕状熔岩(~840Ma)→白云母花岗岩(~838Ma)→碳酸超镁铁质岩床群→镁铁质岩床群→辉长岩(~821Ma)。
4.2 岩浆作用的构造环境讨论梵净山地区新元古代岩浆岩的成因和形成的构造背景, 应将其置于整个江南造山带, 乃至整个扬子克拉通范围内加以审视。目前对广泛分布于扬子克拉通范围内新元古代岩浆岩的成因, 存在着三种截然不同的认识：(1)地幔柱成因, 认为新元古代早期(≥880Ma)的岩浆岩形成于与Rodinia超大陆聚合有关的四堡期造山运动, 而新元古代中期(850~740Ma)的岩浆岩为板内非造山成因, 其中830~795Ma和780~750Ma两个主要时期的岩浆活动很可能与导致Rodinia超大陆裂解的地幔柱-超级地幔柱活动有关( Li ZX et al., 1999, 2003；Li XH et al., 2003)；(2)岛弧模式, 认为扬子克拉通周边新元古代(特别是≥800Ma)的岩浆活动与洋壳俯冲消减于扬子地块之下的俯冲造山运动有关, 属大陆边缘岩浆岛弧, 并认为新元古代时期, 扬子地块是一个被洋壳包围起来的孤立陆块(颜丹平等, 2002；Zhou et al., 2002, 2006, 2007；Zhao et al., 2008), 扬子地块周缘的俯冲造山运动可能持续到820Ma或更晚。还有一些研究人员认为, 华南很可能位于Rodinia超大陆的边缘或根本不属于Rodinia超大陆的一部分(如Zhou et al., 2006)；(3)板块-裂谷模式, 认为扬子地块周缘新元古代岩浆活动是早期弧-陆碰撞、晚期伸展垮塌和大陆裂谷再造产物(Zheng et al., 2007, 2008), 认为扬子和华夏地块之间的造山运动持续到约820Ma, 大规模的820~830Ma花岗岩形成于造山带垮塌阶段, 而随后的岩浆活动形成于岩石圈伸展-裂谷阶段。
虽然在玄武岩的构造环境判别图上, 区内的镁铁质岩主要投影在破坏性板块边缘玄武岩及其分异物区间(图 11a)或岛弧玄武岩区间(图 11b), 指示梵净山地区新元古代的镁铁质-超镁铁质岩主要发育于弧后小洋盆-岛弧构造环境。但综合考虑区内岩浆作用产物演变情况, 指示着由俯冲-碰撞到拉张-裂谷的造山作用过程。
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图 11 梵净山地区镁铁质岩在玄武岩的构造环境判别图上 Fig. 11 Discrimination diagrams for the mafic rocks from the Fanjingshan region, southwestern margin of the Jiangnan Orogen |
梵净山地区的枕状熔岩以富集轻稀土元素和Rb、Ba、Th、U等强不相容元素, 亏损高场强元素Nb和Ta, 低的εNd(t)值为特征, 明显不同于洋脊玄武岩, 指示其成因可能与富集型地幔的部分熔融有关, 形成于与俯冲有关的弧后小洋盆环境；
白云母花岗岩的侵位可能对应着挤压碰撞造山作用；
部分超镁铁质岩床群中含有大量的原生碳酸盐矿物, 指示它们形成于拉张(甚至裂谷)的构造环境, 这些超镁铁质岩中高场强元素Nb和Ta的亏损程度很弱(图 9h)也说明了这一点。尽管同为岩床群的辉绿岩, 高场强元素Nb和Ta的亏损程度略大些, 我们倾向于认为这是由于形成辉绿岩的岩浆在地壳中滞留的时间相对较长, 受到了一定程度的大陆地壳物质混染所致。尽管如此, 这些辉绿岩中的εNd(t)值总体还是高于枕状熔岩中的εNd(t)值, 只是其演化程度高的分异物(因而受大陆地壳混染的程度也相对较高), 才出现了比枕状熔岩更低εNd(t)值的现象。
辉长岩中高场强元素Nb和Ta的亏损程度更弱(图 9f), 轻稀土元素的富集程度也最低(图 9e), 而εNd(t)值最高, 也许意味着拉张程度更强, 来自亏损地幔的组分更多些。
5 结论(1)梵净山地区枕状熔岩的成因可能与富集型地幔的部分熔融有关, 形成于与俯冲有关的弧后小洋盆环境；
(2)镁铁质-超镁铁质岩床群主要由辉绿岩和辉橄岩组成, 在超镁铁质岩床群中出现大量的原生碳酸盐矿物, 指示它们形成于拉张(甚至裂谷)的构造环境；
(3)辉长岩可能是区内最晚形成的岩浆岩, 其SHRIMP锆石U-Pb年龄为821±4Ma；
(4)由枕状熔岩经超镁铁质-镁铁质岩床群到辉长岩, 亏损地幔的贡献不断增加, 构造环境由俯冲-碰撞到拉张-裂谷。
致谢 "中国区域地质志"项目对江南造山带组织了多次野外地质考察，作者有幸参加了这几次的野外考察，并通过与同行专家的交流，受益良多；评审人对文章进行了仔细的审阅，提出了非常宝贵的修改意见；在此一并表示衷心的感谢。| [] | Bai DY, Jia BH, Liu W, Chen BH, Liu YR, Zhang XY. 2010. Zircon SHRIPM U-Pb dating of the igneous rocks from Chengbu, Hunan: Constraint on the Neoproterozoic tectonic evoiution of the Jiangnan orogenic belt. Acta Geologica Sinica, 84(12): 1715–1726. |
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