2012, Vol. 28
2. 山东黄金集团青岛有限公司，青岛 266700
, SUN Tao1, LING HongFei1, CHEN PeiRong1, ZHAO KuiDong1, CHEN WeiFeng1, LIU Qian1
2. Qingdao Company Limited, Shangdong Gold Group Co Ltd, Qingdao 266700, China
华南板块是由扬子地块和华夏地块组成，两地块有着不同的前寒武纪地壳演化历史(Li et al., 2003; Zhang et al., 2006; Zheng et al., 2006; Yu et al., 2010; 舒良树，2006；于津海等，2006；郑永飞和张少兵，2007；张少兵和郑永飞，2007)。两个地块的碰撞时间和聚合的界线一直是地学界关注的华南基础地质关键科学问题之一。根据对赣东北和皖南蛇绿岩的研究，一些学者认为二者碰撞发生在1.0Ga左右(Chen et al., 1991; 周新民等，1989; 周新民和朱云鹤, 1993; 李献华等，1994；赵建新等，1995)。但新的研究显示皖南蛇绿岩很可能形成于824Ma (Zhang et al., 2012)。尽管近年来有新的高精度定年资料的发表，但是对二个地块碰撞聚合的时间仍有930~880Ma (Ye et al., 2007; Li et al., 2008, 2009)和860~820Ma (Wang et al., 2007, 2010b; Zhao et al., 2011)二种不同的观点。同样，对于扬子与华夏地块碰撞聚合的界线也有不同的认识。目前，界线的东南段为江山-绍兴断裂带的观点已被大多数学者所接受。而其西南段的界线仍然有很大的争议，如，凭祥-南宁以北-柳州以南-荔浦-恭城断裂(洪大卫等，2002; 陈凌云和张忠伟，2003)；荔浦断裂(陈懋弘等，2006)；钦杭结合带(杨明桂和梅勇文，1997; 胡肇荣和邓国辉, 2009)；龙胜断裂带(郭令智等，1981；夏斌，1984)以及郴州-临武断裂(Wang et al., 2003)，等等。
本次研究地区位于华南中部的湖南东部。该区出露的地层以中生代和晚古生代地层为主(图 1)，但也有相当数量的新元古代和早古生代地层，这部分构成了研究区的基底组成。相对于华南东部以及扬子地块东南缘来说，本研究区基底变质岩的研究程度还很低。而且研究区的北侧为扬子南缘的江南造山带，南侧为华夏地块的北缘, 是研究扬子地块与华夏地块分界线的有利场所。本文试图通过对研究区前寒武纪变质沉积岩的地球化学和碎屑锆石U-Pb-Hf同位素研究，结合前人的资料，来判断研究区基底组成与扬子地块和华夏地块的亲缘性及其地壳演化史，进而为限定扬子地块和华夏地块的西缘边界以及二者之间的构造演化提供有力的证据。
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图 1 研究区地质简图及采样位置图 Fig. 1 Sketch geological map of the study area and sampling locations |
研究区位于华南中部的湘东和湘东南地区。这里出露新元古代到晚中生代的地层，但以中生代地层和晚古生代地层为主(图 1)。新元古代-早古生代地层大多受加里东构造作用影响发生较强的变形，但变质作用普遍很弱，一般都低于低绿片岩相，局部可达高绿片岩相。晚古生代以来地层基本没有变质，除了在一些断裂带中或侵入体周围。研究区的岩浆岩分布有限，且以深成岩为主。不同时代的花岗岩都有，其中湘东及湘东南地区以燕山期岩体为主，桂东北-湘西则是发育加里东期花岗岩，而在桂北的摩天岭有较多的新元古代花岗岩(三防岩体，元宝山岩体等)。研究区断裂构造发育，为多期运动所成，控制着区内的岩浆活动和沉积活动。断裂带方向以NE-NNE为主，少有NNW方向。主要断裂有：呈NNE向展布的龙胜-永福断裂，活动于新元古代到燕山期(张明华等，2001)；NNE向的新资断裂带，主要活动于加里东期到燕山期(康自立等，1991)；还有活动于加里东期到喜山期的NE向的郴州-临武断裂(杨崇辉等，2009)(图 1)。
本次研究样品采自于湖南东部的湘乡-株洲地区和湘东南郴州地区。样品XM-8a, b, c采自湘乡市新桥镇西部，样品YJQ-5a, b和YJQ-6采自醴陵市贺家桥镇西侧。这里出露的是新元古代板溪群地层。由灰绿色、紫红色浅变质砾岩、砂岩、板岩、沉凝灰岩及碳酸盐、炭质板岩等组成两个大的旋回。碳酸盐岩及炭质板岩夹于下部旋回(图 2)，与下伏的冷家溪群呈角度不整合接触。采集的样品以板岩、细砂岩(或杂砂岩)、粉砂岩和千枚岩为主。岩石普遍遭受较低级的变质作用。
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图 2 湘东地区新元古代地层岩性柱状图和定年样品采样点(据湖南省地质矿产局，1988) Fig. 2 Stratigraphic columns of Neoproterozoic sedimentary rocks in eastern Hunan Province (after BGMRH, 1988) |
样品DYS-3-1, -2, -3和-4采自桂阳县桥市乡以北，大义山岩体的西南侧(图 1)。这里出露少量震旦纪-寒武纪浅变质岩。该地区的震旦系分为下统的泗洲山组和上统的天子地组。泗洲山组下部为灰绿色含砾板岩与条带状板岩、砂质板岩互层；上部以深灰色条带状粉砂质板岩为主，间夹泥砾岩、硅质岩及白云质灰岩，显示为深海盆地沉积。天子地组为灰-深灰色泥质、石英细砂质粉砂岩、长石石英砂岩、黄绿色板岩。寒武纪地层为塔山群，塔山群下组为灰黑色浅变质石英砂岩。中组由浅变质石英砂岩、长石石英砂岩、炭质板岩组成。上组由灰黑色巨厚层状浅变质石英砂岩、长石石英砂岩、板岩和灰岩、白云岩组成(图 2)。岩石具有极低级的变质作用。本次研究的样品是采自震旦纪上部的板岩和砂岩。
3 分析方法样品的主量元素测定是在南京大学分析中心完成，测定方法为X荧光光谱，仪器为美国热电ARL9800XP+XRF射线荧光光谱仪，大多数元素的分析精度优于5%。微量元素测定是在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室的电感耦合等离子体质谱仪Finnigan Element II完成，分析精度普遍优于10%, 大多数元素好于5%。
锆石U-Pb年龄测定工作是在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室用LA-ICP-MS方法完成。测试仪器为Agilent 7500a型，激光剥蚀系统为New Wave公司生产的UP213固体激光剥蚀系统。分析过程中采用He气作为剥蚀物质的载气，通过直径3mm的PVC管将剥蚀物质传送到ICP-MS，并在进入ICP-MS之前混入Ar气。仪器工作参数为：激光波长213nm，剥蚀孔径25μm，剥蚀时间60s，背景测量时间40s，激光脉冲重复频率5Hz，脉冲能量为10~20J/cm2。质量分馏校正采用标样GJ-1(608Ma) (Jackson et al., 2004)。每轮(RUN)测试约分析10~12个未知样品，开始和结束前分别分析GJ-1标样2次，中间测定一次已知年龄样品Mud Tank (735Ma) (Black and Gulson, 1978)，以检测仪器的可靠性。在分析结束后，使用GLITTER (ver.4.4.)程序处理数据获得U-Pb-Th同位素比值和年龄。然后用ISOPLOT 3.27程序对分析结果进行谐和图的绘制和加权平均年龄的计算。
锆石Lu-Hf同位素原位分析在中国科学院地球化学研究所带有Merchantek/ New Wave Research 213nm激光溶蚀探针的Nu Plasma MC-ICP-MS机上进行。仪器运行条件及详细分析步骤可参考唐红峰等(2008)。分析条件为：激光束斑直径为60μm，剥蚀时间60s，背景测量时间30s，溶蚀深度约为40μm。剥蚀频率为10Hz，剥蚀能量为3.52~5.27J/cm2。等离子体质谱仪采用指数法对Hf的质量歧视效应进行校正，计算Hf的质量歧视因子时179Hf/177Hf=0.7325。实验采用91500作为外部标样，本次实验期间获得的91500的176Hf/177Hf比值为0.282310±25(n=24)。εHf(t)和模式年龄计算采用的176Lu的衰变常数为1.865×10-11 (Scherer et al., 2001)，球粒陨石176Hf/177Hf=0.282772，176Lu/177Hf=0.0332 (Blichert-Toft and Albarè de, 1997)。亏损地幔Hf模式年龄(tDM)采用176Hf/177Hf=0.283251，176Lu/177Hf=0.0384计算，二阶段Hf模式年龄(tDMc)采用平均大陆壳176Lu/177Hf=0.015计算(Griffin et al., 2002)。
4 岩石地球化学本研究所采集样品的岩性皆为浅变质的碎屑沉积岩。由于变质作用普遍较低，因此其化学组成基本代表原始组成。岩石的SiO2/Al2O3值可以反应沉积岩成熟度(Taylor and McLennan, 1985)。湘东湘乡-醴陵地区的板溪群沉积岩的SiO2/Al2O3值变化于2.8~6.0，平均4.2(表 1)。而湘东南桂阳地区的震旦系沉积岩的SiO2/Al2O3值变化于3.3~6.7，平均为5.0。二个地区沉积岩的成熟度都属于中等，但湘东南震旦纪的稍高(图 3)。K2O/Na2O值高的样品一般表明样品受过强烈的风化淋滤作用，使Na大量淋滤丢失，而K可较多的保留。湘东湘乡-醴陵地区板溪群沉积岩的K2O/Na2O值变化于1.1~49.6，不同样品之间差别很大。湘东南桂阳地区的震旦系沉积岩的K2O/Na2O值变化于4.2~34，不同样品之间也有较大差别(图 3)。这些表明不同地区不同沉积岩样品受到了不同程度的风化淋漓作用。Al2O3/(Na2O+CaO)可以反映了斜长石的分解程度，而K2O/Na2O与Al2O3/(Na2O+CaO)的大致正相关性(图 3)，表明随着淋滤作用的增强长石的分解加剧。湘东南桂阳地区震旦系沉积岩具有较低的Al2O3/(Na2O+CaO)值，表明具有较少的粘土矿物组分，而其他地区大多具有高的Al2O3/(Na2O+CaO)值。
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表 1 湘东-湘东南地区新元古代沉积岩的地球化学组成(主量元素：wt%；稀土和微量元素：×10-6) Table 1 Major and trace element compositions of Neoproterozoic sedimentary rocks (Major elements: wt%; Trace elements: ×10-6) |
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图 3 SiO2/Al2O3vs. K2O/Na2O二维投影图 桂北的三防和怀宝数据为作者未发表数据 Fig. 3 Plot of SiO2/Al2O3vs. K2O/Na2O Data of the Sanfang and Huaibao are unpublished after authors |
湘东板溪群沉积岩的稀土(REE)总量变化于108×10-6~287×10-6 (表 1)，平均191×10-6；其中湘乡板溪群具有更高的REE含量，尤其是轻稀土。而湘东南震旦纪沉积岩的REE总量变化于118×10-6~282×10-6，平均225×10-6。二个地区沉积岩具有相似的稀土分配模式，都为轻稀土中等富集，轻稀土分异相对较大，重稀土分异较小或几乎没有分异，以及Eu呈弱负异常的特征。这种稀土分配模式也相似于澳大利亚后太古代页岩(PAAS)(Taylor and McLennan, 1985)，但含量普遍较后者高，尤其是重稀土(图 4)。
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图 4 湘东和湘东南新元古代变质沉积岩稀土元素的球粒陨石标准化曲线(标准化值据Taylor and McLennan, 1985) Fig. 4 REE patterns of Neoproterozoic sedimentary rocks in eastern and southeastern Hunan Province (normalization values after Taylor and McLennan, 1985) |
与PAAS相比，湘东的板溪群沉积岩还显示了出更高的Zr-Hf和相容元素组成(如Sc, Cr, Ni)，而明显亏损Sr (图 5a)。相比之下，湘乡的板溪群具有更低的Cs、Sr和稍高的Ba、Y，没有Ba的负异常，而醴陵板溪群沉积岩有较高的Cs，并有明显的Ba负异常。湘东南震旦纪沉积岩的微量元素分配模式总体相似于湘东板溪群，也具有Sr的负异常和中-重稀土富集(图 5b)，但Sr负异常相对较弱，且相容元素含量(Sc, Cr, Ni)较低。
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图 5 湘东和湘东南新元古代变质沉积岩微量元素PAAS标准化的分配图(标准化值据Taylor and McLennan, 1985) Fig. 5 PAAS-normalized trace element abundance of Neoproterozoic meta-sedimentary rocks in eastern and southeastern Hunan Province (normalization values after Taylor and McLennan, 1985) |
本次研究选择了二个地区的二个前寒武纪变质基底浅变质岩样品进行碎屑锆石U-Pb年龄测定和Lu-Hf同位素分析。这些样品中的锆石既有自形-半自形也有呈中等磨圆程度的，表明沉积物既有近源的也有远源或再循环的物质；同时锆石颗粒大小形状各异也暗示了其复杂的来源。虽然锆石形态不尽相同，但是CL图像显示出大多数锆石具有典型的岩浆生长振荡环带，且绝大部分锆石的Th/U都大于0.4(表 2)，都说明这些碎屑锆石主要为岩浆成因。定年结果显示大部分锆石表现出很好的谐和性(图 6)，表明后期改造作用较弱。
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表 2 碎屑锆石的U-Pb定年结果(样品XM-8a和DYS-3-1) Table 2 U-Pb dating results of detrital zircons (samples XM-8a and DYS-3-1) |
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图 6 湘东和湘东南新元古代变质沉积岩中碎屑锆石U-Pb年龄谐和图 年龄谱由谐和度>80%的分析点构成 Fig. 6 U-Pb concordia of detrital zircons in Neoproterozoic meta-sedimentary rocks Age spectra are based on the zircons with concordance >80% |
湘东地区板溪群的定年样品是采自湘乡市新桥乡的石英细砂岩(XM-8a)。对该样品共选取了66颗锆石进行了锆石U-Pb定年，大部分锆石的年龄具有很好的谐和性(图 6、表 2)。样品中最老锆石的谐和年龄是2703Ma，最年轻的谐和年龄为774Ma (表 2)，说明该沉积岩的沉积晚于774Ma。年龄谱中有两个年龄主峰分别在850Ma和1830Ma左右(图 6)，和一个弱峰1550Ma。
对其中的44颗锆石的Hf同位素研究发现176Hf/177Hf分布在0.281104~0.282158之间，εHf(t)值范围很大，变化于-21.1~7.1(表 3)，有10颗锆石的εHf(t)值大于0，其余锆石εHf(t)值都为负值。在176Hf/177Hfi对年龄的投影图上(图 7)，样品XM-8a的锆石大致可以分为4组：新元古代(850Ma)锆石的εHf(t)值全为负值，中元古代(1600~1100Ma)锆石的εHf(t)都为正值，古元古代(1900~1700Ma)锆石的εHf(t)皆为负值，而少量的新太古代晚期-到古元古代早期(2500~2200Ma)锆石的εHf(t)多为正值或零左右。这表明新元古代和古元古代锆石的寄主岩浆主要为古老地壳再循环产生，而中元古代和新太古代锆石的寄主母岩浆起源于地幔或为新生地壳物质部分熔融而成。有意义的是这些锆石基本按两条地壳演化线分布(图 7)，其与亏损地幔演化线分别交于古元古代(~1.9Ga)和新太古代(~2.7Ga)，暗示古元古代和新太古代是二个重要的新生地壳生成时期。这与Condie (1998)提出的全球二个主要地壳生长时期相吻合。
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表 3 湘东板溪群和湘东南震旦纪沉积岩中锆石Hf同位素组成 Table 3 Hf-isotope compositions of detrital zircons in the Neoproterozoic sedimentary rocks |
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图 7 湘东与湘东南地区锆石176Hf/177Hf vs. U-Pb年龄图 扬子南部数据来自Wang et al. (2010b); 西华夏数据来自Zheng et al. (2011) Fig. 7 176Hf/177Hf vs. U-Pb age of zircons from the sedimentary rocks in eastern and southeastern Hunan Province Data sources: southern Yangtze (Wang et al., 2010b); western Cathaysia (Zheng et al., 2011) |
对采自湘东南桂阳县桥市的震旦纪石英杂砂岩(DYS-3-1)中64颗锆石的U-Pb定年分析结果显示，大部分锆石具有很好的谐和性，但也有少部分的谐和性较差(图 6)，这部分锆石主要集中在1200Ma和1600Ma左右(表 2)。此样品中碎屑锆石年龄的主峰是1140Ma，三个弱峰是960Ma、1070Ma和1350Ma。此外，还有少量2.6~2.4Ga碎屑锆石(图 6)。岩石中最老的一颗锆石的谐和年龄为3184±22Ma。该样品最年轻的谐和锆石为647±8Ma，指示该岩石沉积晚于647Ma。
对其中的41颗锆石的Lu-Hf同位素分析结果显示其176Hf/177Hf变化于0.280796~0.282374之间，εHf(t)值变化于-14.2~9.9(表 3、图 7)。大量Grenville期(1.3~0.95Ga)的锆石既有正的εHf(t)也有很负的εHf(t)，说明这期岩浆活动既涉及到对古老地壳的再循环(部分熔融产生岩浆)，也有新生地壳的生长或对新生地壳的改造。一颗年龄为1495Ma的锆石具有很高εHf(t)值(+9.9)，其亏损地幔模式年龄(1.57Ga)与U-Pb年龄值几乎一致，指示其寄主母岩浆起源于亏损地幔或新生地壳的再熔形成。与样品XM-8a中的中元古代锆石相似，说明华南地壳物质中有中元古代的新生地壳组分。
6 讨论 6.1 沉积盆地的物源区沉积岩的岩石化学组成可以反映沉积物物源区的特征。在Roser and Korsch (1988)的源区判别图中，湘东南震旦纪沉积岩都落入石英质沉积物源区，且与华夏新元古代沉积岩相似(图 8)。表明沉积物主要来源于大陆壳再循环的物质。而湘东板溪群沉积岩大多落入石英质沉积物源区与中性火成物源区之间，部分落入基性火成物源区。表明源区有较多中基性火成岩物质。这与扬子南缘新元古代沉积岩以及桂北四堡群沉积岩相似(图 8)。
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图 8 沉积物源区判别图(Roser and Korsch, 1988) 华夏和扬子南缘沉积岩范围据魏震洋等(2009)；桂北三防地区四堡群沉积岩数据为作者未发表数据 Fig. 8 Discrimination diagram of provenance of sediments (Roser and Korsch, 1988) The fields of Cathaysia and southern Yangtze blocks after Wei et al. (2009); Data of the Sanfang are unpublished after authors |
利用沉积物中碎屑锆石年龄谱是近年来最流行的揭示源区和进行亲缘性对比的有效研究方法之一(Moecher and Samson, 2006; Greentree and Li, 2008; Wang et al., 2010a; Yu et al., 2008, 2012; 王鹏鸣等，2012)。将本次研究的沉积岩样品中碎屑锆石的年龄谱图(图 9)与扬子地块和华夏地块的特征年龄峰值做对比，可以有效地识别沉积物的来源，进而确定沉积盆地所属或所靠近的源区陆块。已有的研究显示华夏地块新元古代沉积岩以包含大量的Grenville期(~1.0Ga)和新太古代(~2.5Ga)碎屑锆石为特征(Yu et al., 2008, 2010; 王丽娟等，2008)，而且在华夏地块的南缘很可能曾经存在一个Grenville期造山带(王丽娟等，2008)。华夏地块很多的显生宙沉积岩也同样具有这二个特征峰，如早古生代沉积物(Wang et al., 2010a; Wu et al., 2010; Yao et al., 2012)和二叠系沉积岩(Li et al., 2012)；而扬子地块则以大量的新元古代(860~780Ma)岩浆事件为标志。这期岩浆活动广泛分布于扬子地块的周缘，但在华夏地块却很弱(图 9)，仅限于东华夏的北武夷地区。扬子地块的新元古代沉积物中同样含有大量2.5Ga的碎屑锆石(图 9；Liu et al., 2008; Wang et al., 2007, 2010b, 2012)，说明在扬子地块的深部有可能存在一个新太古代基底(Zheng et al., 2006)。扬子地块虽然也有~1.0Ga的碎屑锆石和岩石的发现，但主要位于扬子地块的西缘(Greentree and Li, 2008; Wang et al., 2011), 远离研究区，且在扬子地块西缘的岩浆活动中也不占主导地位。
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图 9 湘东-湘东南地区新元古代-寒武纪沉积岩中碎屑锆石年龄谱图 湘东和湘东南地区早古生代(寒武纪)沉积岩数据来自Wang et al. (2010a); 华夏地块数据来自Xu et al. (2005); Yu et al.(2008, 2010); 扬子陆块数据来自Liu et al. (2008), Zheng et al. (2006), Wang et al. (2010b)和Wang et al. (2007) Fig. 9 Age spectra of the detrital zircons from Neoproterozoic to Cambrian sedimentary rocks in eastern Hunan Province Data of Early Paleozoic sedimentary rocks in the eastern and southeastern Hunan Province after Wang et al. (2010a); Cathaysia Block after Xu et al. (2005) and Yu et al.(2008, 2010); Yangtze Block after Liu et al. (2008), Zheng et al. (2006), Wang et al. (2010b) and Wang et al. (2007) |
湘东地区湘乡的新元古代板溪群变质细砂岩(XM-8a)含有大量850Ma和1830Ma的碎屑锆石，还有少量~2.5Ga的锆石，而极少有Grenville期年龄的碎屑锆石。存在大量新元古代锆石而缺乏Grenville期锆石的特征显示它们具有与扬子地块的亲缘性。虽然1830Ma不是扬子地块最特征的年龄峰，但是在扬子地块既有1850Ma的花岗岩和基性岩存在(Peng et al., 2009; Zhang et al., 2011; 熊庆等, 2008)，也在一些新元古代沉积岩中发现大量此年龄的碎屑锆石，如桂北三防岩体东侧的四堡群沉积岩中(04WT-34, Wang et al., 2007)。这些都表明湘东板溪群的物源区为扬子地块。
湘东南桂阳北部大义山地区的震旦纪沉积岩(DYS-3-1)具有与湘东板溪群沉积岩不同的碎屑锆石年龄谱。其以大量的1300~950Ma碎屑锆石为特征(图 9)，并含一定数量的~2.5Ga锆石。这种年龄谱相似于具有丰富Grenville期年龄的华夏地块，显示其具有华夏地块的亲缘性。表明湘东南桂阳大义山地区震旦纪沉积岩的物源区为华夏地块。
除了碎屑锆石的年龄分布特征，这些锆石的Hf同位素也可以提供一定的限制。图 7显示湘东板溪群的碎屑锆石与扬子南部沉积岩锆石Hf同位素相似(Wang et al., 2010b)，而湘东南震旦系沉积岩中锆石具有与西华夏(Zheng et al., 2011)和南岭-云开地区震旦纪沉积岩(Yu et al., 2008, 2010)相似的Hf同位素组成。再次证明它们之间的亲缘关系。
6.2 扬子地块与华夏地块的界线扬子地块与华夏地块的界线一直存在争议，其东北段的界线为江山-绍兴断裂已经为大多数学者所接受，但其西南段的界限却众说纷纭。洪大卫等(2002)与陈凌云和张忠伟(2003)通过岩石地球化学研究认为凭祥-南宁以北-柳州以南-荔浦-恭城一线为两地块的西南界线。陈懋弘等(2006)通过岩相古地理的研究认为两地块的西南分界线为荔浦断裂。杨明桂和梅勇文(1997)和胡肇荣和邓国辉(2009)通过收集的数据综合研究认为扬子和华夏两个地块是沿钦-杭结合带拼合。郭令智等(1981)和夏斌(1984)则将出露于桂北龙胜地区的基性-超基性岩认为是蛇绿岩套，因而将龙胜断裂带认作两地质块体的碰撞带。Wang et al.(2003)根据郴州-临武断裂两侧的镁铁质岩石的差异认为郴州-临武断裂是扬子地块与华夏地块的界线。Zhang and Wang (2007)通过对华南地区地壳地震波的分析认为吴川-四会断裂为扬子地块和华夏地块的界线。
通常认为扬子地块与华夏地块的分界线是以江南造山带的南缘为界(Li, 1999; Wang et al., 2005; Xu et al., 2007)，而江南造山带以广泛出露四堡群、丹洲群、梵净山群、板溪群、双桥山群、上墅群等新元古代地层为标志。本次研究对湘东湘乡-醴陵地区板溪群沉积岩和湘东南桂阳地区震旦纪沉积岩的地球化学和碎屑锆石U-Pb和Lu-Hf同位素的研究发现，湘东地区新元古代沉积岩与扬子南缘(江南造山带)其他地区的新元古代沉积岩一致，具有扬子地块的亲缘性。因此，湘东湘乡-醴陵地区应属于扬子地块南缘江南造山带的一部分。而湘东南桂阳北部大义山地区的晚新元古代(震旦纪)沉积岩明显不同于江南造山带的沉积岩，而具有与华夏地块南岭-云开地区新元古代沉积岩相似的地球化学和锆石U-Pb-Hf同位素组成，显示与华夏地块的亲缘关系，说明湘东南桂阳地区属于华夏地块。
另一方面，扬子地块与华夏地块是在新元古代早期碰撞聚合，而在新元古代中晚期(大约800~750Ma)开始裂解形成裂谷盆地。即本研究的岩石是在此裂谷盆地形成时的沉积物。由于原来聚合的边界往往是构造最薄弱的，在后期的伸展作用下最易发展成拉伸盆地，并最终成为裂谷盆地的中心。则盆地两侧最初的沉积物主要来自各自的陆块。据此我们推测扬子地块与华夏地块的界线在湖南境内应是从湘乡-醴陵与桂阳北侧之间通过(图 1)。
王鹏鸣等(2012)曾对湖南南部金鸡岭地区震旦纪-寒武纪和桂东北-湘西南苗儿山地区的新元古代-寒武纪沉积岩进行过详细研究，发现桂东北-湘西南地区属于扬子地块，而湘南金鸡岭地区属于华夏地块，扬子地块与华夏地块的分界线位于湘西南的苗儿山与湘南的金鸡岭之间(图 1)。与本次研究的结论相吻合。
6.3 物源区变化的构造意义Wang et al. (2010a)的研究显示扬子地块中心和东部早古生代沉积物具有与华夏地块新元古代相似的碎屑物质组成(图 9)，因此推测其物源区在东部，即扬子地块早古生代沉积岩的碎屑物质来源于华夏地块。但是扬子地块东部江南造山带中的新元古代沉积岩的物质皆来自扬子地块本身(Wang et al., 2007, 2010b, 2012)。即在新元古代与早古生代之间，扬子地块内部和东部沉积盆地中的物质来源发生了明显的改变。王鹏鸣等(2012)对桂东北-湘西南和湘南震旦纪-寒武纪沉积岩的研究显示，在桂东北-湘西南地区沉积物组成的改变发生在震旦纪与中寒武统之间，而在湘南金鸡岭的震旦纪和寒武纪之间没有物源区的改变，皆为来自华夏地块本身。结合Wang et al. (2010a)的研究结果，本次研究的湘东地区同样存在新元古代的沉积岩具有亲扬子性，而早古生代的沉积岩具有亲华夏性的特征(图 9)；而湘东南桂阳地区震旦纪和早古生代沉积物源区没有变化。这些资料表明在晚新元古代(震旦纪)与早古生代(早寒武世)之间发生了构造运动。这次构造运动很可能造成了东部陆块(华夏地块)开始隆升和盆地中心的向西北的迁移，从而使扬子地块大面积(中心和东部)在早古生代接受了来自华夏地块的碎屑物质。Jiang et al.(2006, 2007, 2009)对华南寒武纪地层的研究表明，许多剖面在新元古代地层之上直接覆盖寒武纪早期的牛蹄塘组地层，其底界年龄据火山灰中锆石定年为~530Ma，说明普遍缺失了约10Ma的地层。而在~530Ma之后，华南的地层是连续的。这些研究与本文的推论相吻合，说明这期构造运动应大致发生在530Ma前后，与东冈瓦纳的泛非事件对应。但在华南这个时期没有明显的变质作用和岩浆活动的记录。因此，有关这次构造运动的性质、影响范围和地质意义还有待于进一步研究。
7 结论(1)湘东湘乡-醴陵地区的新元古代(板溪群)沉积岩和湘东南桂阳地区震旦纪沉积岩显示相似的岩石地球化学，都具有中等的成熟度和遭受不同程度的淋滤作用；稀土组成相似，轻重稀土中等分异和弱的Eu负异常，含量都高于PAAS；但前者具有更高的相容组分(Sc, Cr, Ni)和Ba负异常。
(2)湘东地区新元古代沉积岩的源区有较多的中基性组分，而湘东南震旦纪的沉积物主要来自石英质源区，即以再循环物质为主；湘东湘乡地区的板溪群沉积岩含有大量~850Ma的碎屑锆石，缺少~1000Ma碎屑物，具有扬子地块的亲缘性；而湘东南桂阳地区震旦纪沉积岩则含有丰富的Grenville期碎屑锆石，显示了华夏地块的亲缘性。二个地区的锆石Hf同位素组成进一步证实了它们各自的亲缘关系。结合王鹏鸣等(2012)的研究，可以推断扬子地块和华夏地块在西南地区的分界线大致位于湘东湘乡-醴陵地区和湘西苗儿山地区与湘东南桂阳-金鸡岭地区之间。
(3)结合Wang et al. (2010a)的研究，可以发现在湘东地区从新元古代到早古生代，沉积物源区从扬子地块突变成了华夏地块，这与湘西苗儿山地区的变化一致。而湘东南的沉积岩的物源区没有明显变化。这一变化暗示在新元古代与寒武纪之间发生了构造运动，使华夏地块逐渐隆起或使湘东-湘西盆地沉陷，从而使湘东-湘西盆地接受了来自华夏地块的碎屑物。
致谢 感谢南京大学地球科学系的武兵老师在锆石U-Pb测年方面的指导和帮助，感谢贵阳地化所的唐红峰在Hf同位素分析中给予的帮助，同时感谢刘飞、王凯兴等同学在野外工作时的帮助。| [] | Black LP, Gulson BL. 1978. The age of the Mud Tank carbonatite, Strangways Range, Northern Territory. Journal of Australian Geology and Geophysics, 3: 227–232. |
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