2013, Vol. 29
2. 中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029
, GUO JingHui2, GENG YuanSheng1, YANG ChongHui1, LIU FuLai1, REN LiuDong1, ZHOU XiWen1, LIU PingHua1
2. Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China
扬子西缘新元古代岩浆岩(860~720Ma)分布较为广泛。近年来的研究将其与Rodinia超大陆的重建联系起来，其中存在两种不同的观点。一些学者提出新元古代华南位于Rodinia超大陆的中心位置(Li et al., 1995, 1996, 2002a)，该期岩浆岩与Rodinia超大陆裂解时的地幔柱活动有关(Li et al., 1999, 2002b, 2003a, b, 2006, 2010; Zhu et al., 2006, 2008；林广春等，2006; 林广春，2010)；而另一部分学者认为这些岩浆岩形成于岛弧环境(陈岳龙等，2004；杜利林等, 2005, 2006, 2007, 2009；耿元生等，2008；张沛等，2008；刘树文等, 2009a, b；Sun et al., 2007, 2008; Sun and Zhou, 2008; Zhao and Zhou, 2007a, b; Zhao et al., 2008; Zhou et al., 2002, 2006a)，并提出新元古代华南板块位于Rodinia超大陆的边缘(颜丹平等，2002；Zhou et al., 2006b)。由于扬子地块西缘新元古代的岩浆岩主体为中酸性岩，缺少大规模溢流玄武岩或基性岩墙群等地幔柱活动的明显标志，且研究内容主要集中在岩浆岩尤其是花岗质岩石的年代学、地球化学和同位素方面，而对区域内沉积岩系的研究程度较低。
陆源碎屑岩的碎屑组成及地球化学成分变化特征，可以有效地判别沉积岩的物质源区和沉积构造背景(Dickinson et al., 1983; Bhatia, 1985a, b; Bhatia and Crook, 1986)。Gu et al.(2002)和Yan et al.(2010)分别对扬子地块东南缘和北缘的新元古界碎屑沉积岩进行碎屑组成、地球化学和锆石U-Pb年代学研究，并提出扬子东南缘和北缘新元古代碎屑沉积岩形成于岛弧环境的认识。位于扬子地块西南缘的盐边群除出露有大量的玄武岩外，还保留连续完整的沉积岩。前人对盐边群的研究集中于玄武岩，但对其中沉积岩研究相对较少，从而制约了扬子地块西缘新元古代地层格架和构造演化的认识。因此，综合研究盐边群中沉积岩的碎屑物质组成和地球化学特征，可以推断其沉积物质源区与形成构造背景。
对于盐边群的研究，前人工作主要集中于玄武岩的形成时代和构造环境上，并先后提出了盐边中元古代蛇绿岩(李继亮等，1983；李继亮，1984；孙传敏, 1994a, b)和新元古代弧后盆地玄武岩(杜利林等，2005；Li et al., 2006; Sun et al., 2007)等不同的认识。随着研究工作的深入，新的证据不支持盐边蛇绿岩的认识。但对于盐边群究竟形成于扬子西缘洋壳俯冲(杜利林等，2005；Sun et al., 2007)，还是华夏地块向扬子俯冲过程形成的弧后盆地(Li et al., 2006)存在不同的观点。对于盐边群的形成时代，目前仍存在新元古代早期(920~900Ma)(Li et al., 2006)和新元古代中期(870~800Ma)(Zhou et al., 2006b; Sun et al., 2008)两种不同的认识。本文对盐边群沉积岩进行了碎屑成分分析和较系统的地球化学工作，并选择了代表性变砂岩样品完成了锆石U-Pb定年和Hf同位素分析，探讨了沉积岩的物质源区和沉积背景。在此基础上，结合盐边群玄武岩和关刀山岩体的研究资料，进一步限定了盐边群的形成时代，并探讨了扬子西缘新元古代构造环境。
2 地质背景盐边群出露于扬子地块西南缘，自下而上被划分为荒田组、渔门组、小坪组和乍古组(图 1)。荒田组为玄武岩、玄武质含角砾火山岩和火山角砾熔岩组合，局部夹薄层硅质岩和板岩(图 2)，玄武岩中发育枕状构造(图 3a)。渔门组下部为炭质板岩、砂质板岩、砂岩、绢云板岩、硅质板岩夹结晶灰岩透镜体及变质泥灰岩、砂质灰岩(图 2)，砂岩发育平行层理和粒序层构造(图 3b)；中上部由变质凝灰质板岩、砂质板岩、板岩等构成韵律层(图 3c)，褶皱构造发育(图 3d)。渔门组厚度约1700m，与荒田组之间整合接触(图 3e)。小坪组由绢云板岩、砂质板岩、炭质绢云板岩夹变质砂岩及炭质板岩组成，底部为厚层状变质凝灰质细砾岩和变质砂岩，向上部炭质板岩厚度增大(图 2)，可见包卷层理及波状冲刷面等沉积构造，局部可见相对完整的鲍马序列，见花岗岩脉侵入其中(图 3f)。小坪组厚度约2260m，与渔门组为整合接触(四川省地质矿产局，1991)。乍古组主要为绢云板岩、粉砂岩和板岩，底部以变质凝灰质砾岩或砂砾岩透镜体为主，砾石多为熔岩；下部常夹炭质板岩、变质细砂岩和粉砂岩，上部夹互层状白云质灰岩与白云质板岩，局部可见角砾状白云质灰岩。与小坪组为平行不整合接触(图 2)(四川省地质矿产局，1991)。
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图 1 盐边群地质简图(据四川省地质局第一区域地质测量队, 1972①) Fig. 1 Geological sketch map of Yanbian Group |
①四川省地质局第一区域地质测量队.1972. 1:20万盐边幅地质图
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图 2 盐边群地层柱状图(据四川省地质矿产局，1991) Fig. 2 Strata histogram of Yanbian Group (after BGMRS, 1991) |
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图 3 盐边群野外照片 (a)-荒田组枕状构造玄武岩; (b)-渔门组砂岩中平行层理和粒序层构造; (c)-渔门组板岩中的沉积韵律层; (d)-渔门组板岩中褶皱构造; (e)-渔门组与荒田组整合接触关系; (f)-小坪组中花岗岩脉侵入 Fig. 3 Outcrop pictures of Yanbian Group (a)-pillow lava in Huangtian Fm.; (b)-parallel bedding and graded bedding in sandstones of Yumen Fm.; (c)-sedimentary rhythm in slates of Yumen Fm.; (d)-fold structure in slates of Yumen Fm.; (e)-conformable contact between Yumen Fm. and Huangtian Fm.; (f)-granite vein intrudes into the Xiaoping Fm. |
盐边群变质碎屑岩中，板岩中常见显微层理构造，且砂质板岩中显微沉积层理构造保留完好(图 4a, b)。变质砂岩中可见大量的岩屑成分，主要为棱角状火山岩岩屑，部分样品中出现较多的沉积岩岩屑，变质岩屑相对较少(图 4c-f)；矿物碎屑以石英和长石为主(图 4e-h)，长石以斜长石为主，聚片双晶发育，钾长石含量少，可见卡式双晶(图 4g)，石英碎屑颗粒大小不等，磨圆度较差(图 4h)。这些特征表明，盐边群中碎屑沉积岩主要由长石岩屑杂砂岩和岩屑长石杂砂岩等组成，分选度、磨圆度均较差，为一套近源沉积，其物源区主要为火山岩，变质岩和沉积岩在其物源区分布面积相对较少。
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图 4 盐边群碎屑沉积岩显微照片 (a、b)-砂质板岩中显微沉积层理构造; (c-h)-盐边群砂岩中沉积岩岩屑(Ls), 火山岩岩屑(Lv)和变质岩岩屑(Lm), 斜长石(Pl), 石英(Q)和钾长石(Kf)矿物碎屑 Fig. 4 Microscopic photos of clastic sedimentary rocks in Yanbian Group (a, b)-microscopic bedding structure in sandstones; (c-h)-sedimentary lithic (Ls) grains, volcanic lithic (Lv) grains and metamorphic lithic (Lm) grains, and plagioclase feldspar (Pl) grains, quartz (Q) grains and potassium feldspar (Kf) grains in sandstones of Yanbian Group |
全岩主微量元素分析在中国科学院地质与地球物理研究所元素分析实验室完成。先将粉末样品熔制成玻璃饼后，利用X荧光光谱仪(XRF-1500)测定主量元素，分析误差 < 0.5%。在微量元素测试中，用Teflon罐称取粉末样品后，加入高纯度HNO3和HF充分溶解后蒸干，然后再加入1%的高纯度HNO3后，在双聚焦电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)上测定稀土与微量元素，分析误差 < 5%。
Sm-Nd同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究所固体同位素地球化学实验室完成，详细分析流程见李向辉等(2007)。称取100~200mg全岩粉末样品，与适量的149Sm-150Nd稀释剂和纯化的HF-HClO4混合后，在高温高压条件下完全溶解。稀土元素(REE)的分离在装有5mL的AG50W-X12交换树脂(200~400目)的石英交换柱中完成，Sm和Nd元素的进一步分离在1.7mL的Teflon粉末为交换介质的石英交换柱中进行。Sm和Nd同位素比值测定采用双Re金属带，在Finnigan公司生产的MAT-262质谱仪上完成。采用146Nd/144Nd=0.7219校正Nd同位素比值的质量分馏效应。实验过程中，Sm和Nd的流程空白本底小于50pg。
SHRIMP锆石U-Pb年龄测定在北京离子探针中心的SHRIMPⅡ上完成，分析原理与流程见Williams (1998)和宋彪等(2002)。应用锆石标样M257(U=840×10-6)(Nasdala et al., 2008)标定锆石的U，Th，Pb含量，应用锆石标样TEMORA 1(年龄417Ma)(Black et al., 2003)进行年龄校正。测试过程中仪器质量分辨率大于5000(1%峰高)，一次离子流O2-的强度为4~5nA，一次离子流束斑大小约为25~30μm。每分析4个待测样品点进行一次TEMORA 1标样测定，每个测点记录采用4组扫描。数据处理采用SQUID1.02(Ludwig, 2001)及ISOPLOT (Ludwig, 2000)程序。
锆石Lu-Hf同位素分析在中国地质科学院矿产资源研究所MC-ICP-MS实验室完成。分析仪器为配备有Newwave UP213激光剥蚀系统的Neptune多接收电感耦合等离子体质谱仪，分析方法和流程详见文献(侯可军等，2007)。分析过程中，激光束斑直径为55~60μm，激光频率为20Hz，信号采集时间为26s。为消除176Lu和176Yb对176Hf的质量干扰，利用176Lu/175Lu=0.02658和176Yb/173Yb=0.796218(Chu et al., 2002)进行质量干扰校正。利用179Hf/177Hf=0.7325对Hf同位素比值进行指数归一化质量歧视校正，采用173Yb/172Yb=1.35274对Yb同位素比值进行指数归一化质量歧视校正(侯可军等，2007；Wu et al., 2006)。实验过程中，GJ1锆石作为参考标准锆石，15个GJ1标准锆石的176Hf/177Hf平均值为0.282003±23，与Elhlou et al.(2006)的分析结果0.282013±19在误差范围内一致。
5 地球化学特征 5.1 主量元素在室内显微镜薄片观察基础上，从盐边群不同层位变质碎屑沉积岩中选取了56件蚀变相对较弱的样品进行岩石地球化学分析，分析结果见表 1。其中：SiO2含量为57.02%~79.09%(平均66.05%)，TiO2含量为0.17%~1.21%(平均0.73%)，Al2O3含量为9.38%~23.66%(平均15.38%)，Fe2O3T含量为1.58%~11.24%(平均5.85%)，MnO含量为0~0.36%(平均0.1%)，MgO含量为0.65%~3.63%(平均2.04%)，CaO含量为0.03%~4.53%(平均0.69%)，Na2O含量为0.06%~6.08%(平均2.52%)，K2O含量为0.63%~6.24%(平均2.78%)，P2O5含量为0.02%~1.25%(平均0.16%)。总体来看，这些样品的平均化学成分与上地壳平均值(Taylor and McLennan, 1995)和扬子克拉通的上地壳平均值(Gao et al., 1998)较为接近。去除烧失量后，盐边群变质碎屑岩平均化学成分与北美页岩(NASC; Gromet et al., 1984)相比较，具有高SiO2和低Na2O、Al2O3、MgO、K2O含量特征。另外，盐边群变质碎屑沉积岩CaO含量(多数小于1%)明显低于上地壳岩石(Taylor and McLennan, 1995)和北美页岩(Gromet et al., 1984)，这可能是岩石在风化、沉积和成岩过程中碳酸盐矿物的减少或消失(McLennan et al., 1995)引起的。主量元素TiO2、Al2O3、Fe2O3T、MgO与SiO2具有明显的负相关关系(图 5)，反映了随着碎屑岩成熟度的增高，不稳定组分(如岩屑成分和长石)含量逐渐减少(Bhatia, 1983, 1985a; Camiré et al., 1993; Gu et al., 2002; Yan et al., 2012)。TiO2与Al2O3、Fe2O3T、MgO都具有较明显的正相关关系，表明碎屑岩中Ti含量不仅受铁镁质矿物所控制，粘土矿物对其含量也有明显影响。Al2O3/SiO2比值为0.12~0.4，K2O/Na2O比值范围为0.14~9.45，其中板岩K2O/Na2O比值多大于1.0，而变质砂岩中多数样品的K2O/Na2O比值小于1.0，反映板岩相对于砂岩更富含粘土矿物。样品CX428-2、CX422-1、CX450-1、CX451-1具有异常高的K2O/Na2O比值，这主要与样品中Na2O含量极低有关。在Fe2O3/K2O-SiO2/Al2O3碎屑岩分类图中(Herron, 1988)，盐边群中碎屑岩主要为页岩和硬砂岩，还有少量铁页岩和铁质砂岩，这可能与这些样品中铁氧化物含量高有关(图 6)。
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表 1 盐边群碎屑沉积岩化学分析(主量元素：wt%；稀土和微量元素：×10-6) Table 1 Major and trace elements analyses of clastic sedimentary rocks from Yanbian Group (Major elements: wt%; Trace elements: ×10-6) |
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图 5 盐边群碎屑沉积岩主量元素与SiO2相关图 Fig. 5 Plots of SiO2 vs. TiO2, Al2O3, Fe2O3 T and MgO for clastic sedimentary rocks in Yanbian Gorup |
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图 6 盐边群碎屑沉积岩分类图 Fig. 6 Classification on clastic sedimentary rocks of Yanbian Group |
盐边群变质碎屑岩稀土元素含量变化范围较大(51.84×10-6~378.1×10-6)(表 1)。具有轻-中等程度的轻重稀土元素分异特征((La/Yb)N=1.6~9.37)，轻稀土元素轻度分异((La/Sm)N=1.44~3.92)，重稀土元素弱-轻度分异((Gd/Yb)N=0.71~4.89)，且多数样品的(Gd/Yb)N值小于2，个别样品具有弱的正Eu异常，但多数样品具有明显-弱的负Eu异常(图 7)，这些特征明显不同于太古代绿岩带中沉积岩，类似于后太古代页岩(McLennan et al., 1995)。
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图 7 盐边群碎屑沉积岩稀土元素配分图解 Fig. 7 Chondrite normalized REE patterns for clastic sedimentary rocks in Yanbian Group |
盐边群变质碎屑岩的稀土元素总量(ΣREE)与Al2O3、K2O无明显相关性，表明粘土矿物不是稀土元素主要赋存矿物，稀土元素可能主要赋存于副矿物中(Gromet et al., 1984; Bhat and Ghosh, 2001; Li et al., 2005; Yan et al., 2012)。P2O5与总稀土元素、轻稀土元素和重稀土元素也无明显的相关性，表明磷灰石不是制约碎屑沉积岩中稀土元素含量的主要矿物。Zr、Th与总稀土元素含量具有非常明显的正相关性，表明稀土元素含量主要由含Zr和Th的副矿物(如锆石、独居石)控制(Taylor and McLennan, 1995)。Zr与重稀土元素的相关性明显大于轻稀土元素，表明锆石是控制沉积岩中重稀土元素的主要矿物相；Th与轻稀土元素的相关性明显高于重稀土元素，表明独居石是轻稀土元素的主要赋存矿物(Gromet et al., 1984)。然而，样品CX402-1和CX405-2稀土元素和P2O5含量高，而Th含量低，这表明磷灰石可能是这些岩石中稀土元素主要的赋存矿物。
5.3 微量元素大离子亲石元素(Rb，Cs，Ba，Sr):盐边群变质碎屑沉积岩Rb (9.67×10-6~167.6×10-6)、Cs (0.17×10-6~10.79×10-6)、Ba (126.2×10-6~2926×10-6)、Sr (27.79×10-6~354.7×10-6)含量变化范围大(表 1)。除Ba稍高外，其他大离子亲石元素相对于北美页岩(NASC; Gromet et al., 1984)皆偏低一些，与扬子克拉通上地壳平均成分较为接近(Gao et al., 1998)。Rb、Cs、Ba与K2O具有较好的正相关性(相关系数r分别为：0.84、0.48和0.68)(图略)，表明盐边群变质碎屑沉积岩中富K的粘土矿物(伊利石、绢云母)控制这些元素含量(Nesbitt et al., 1980; McLennan et al., 1983; Feng and Kerrich, 1990; Gu et al., 2002; Li et al., 2007)。
亲镁铁矿物微量元素(Cr，Ni，Co，Sc)：盐边群变质碎屑岩中Cr (5.8×10-6~174.8×10-6)、Ni (1.16×10-6~91.2×10-6)、Co (0.6×10-6~29.48×10-6)、Sc (4.55×10-6~25.87×10-6)含量变化范围皆较大(表 1)。Cr/Ni (0.42~14.01)、Ni/Co (0.27~21.86)、Sc/Ni (0.12~8.16)、Sc/Cr (0.12~1.45)比值变化范围大，且平均值皆高于上地壳平均值(Taylor and McLennan, 1995)和扬子克拉通地壳平均值(Gao et al., 1998)。
在岩浆演化过程中，Cr、Co、Ni和Ti-V都是相容性元素，具有相似的地球化学性质，但在风化沉积过程中常发生分异(Bhatia and Crook, 1986; Feng and Kerrich, 1990)。盐边群变质碎屑岩Cr、Ni之间无相关性，表明两者在风化成岩过程中发生了分异。Ni与MgO相关性明显，而Cr与MgO无相关性；Cr与Al2O3明显相关，而Ni与Al2O3无相关性，表明Cr、Ni含量在风化和成岩过程受不同的矿物控制。在碎屑岩中，Cr可能被粘土矿物吸附，而Ni则可能与镁铁质矿物有关。
高场强元素(Zr，Hf，Nb，Ta，Y，Th，U):高场强元素在多数岩浆结晶过程中是不相容的，因此通常在酸性岩浆岩中更为富集(Feng and Kerrich, 1990)。在原岩风化沉积过程中，这些元素通常也是相对稳定的(Taylor and McLennan, 1985; Bhatia and Crook, 1986)，即使在低级变质作用过程中，这些元素也能保持相对稳定(Rollison, 1993; Kerrich et al., 1998)。因此，这些元素通常可以很好地反映/指示源区特征(Taylor and McLennan, 1985)。
盐边群变质碎屑沉积岩中，Zr (88.29×10-6~520.2×10-6)、Hf (2.89×10-6~17.75×10-6)、Nb (3.16×10-6~27.67×10-6)、Ta (0.28×10-6~1.66×10-6)、Y (14.22×10-6~103.5×10-6)、Th (3.12×10-6~21.76×10-6)、U (0.78×10-6~6.30×10-6)变化范围较大(表 1)，但这些元素的平均值与地壳平均值(Taylor and McLennan, 1995)和扬子克拉通地壳平均值(Gao et al., 1998)十分接近。Zr与Hf、Nb与Ta之间良好的相关性，表明这些元素对具有相似的地球化学行为，且在风化和沉积过程也没有发生分异。Zr、Nb、Y与SiO2、Al2O3无相关性，表明风化、分选和沉积作用对其影响很小，代表沉积物源区的特征(Bhatia and Crook, 1986)。而Zr与Nb、Zr与Y具有明显的正相关性，表明这些元素在沉积成岩过程中具有相近的地球化学特征。Th、U与K2O、Al2O3无明显的相关性，表明粘土矿物并非其赋存矿物。Zr与Th具有较好的相关性，表明锆石也可能是Th的赋存矿物之一。盐边群变质碎屑岩Th、U之间相关性强，Th/U比值为2.34~7.33(平均值：4.45)，表明两者具有相似的地球化学性质。Zr、Nb与SiO2无相关性，表明源岩在风化沉积过程中并没有重矿物的分异、堆积(Taylor and McLennan, 1985)。
6 Sm-Nd同位素从盐边群变质碎屑岩中选择了13件样品进行Sm-Nd同位素分析，结果见表 2。147Sm/144Nd、143Nd/144Nd变化范围为0.1158~0.1779、0.512149~0.512589。εNd(0)值范围-0.96~-9.53，εNd(t=880Ma)值范围-1.77~5.01。相应的两阶段亏损地幔模式年龄t2DM=1132~1617Ma。
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表 2 盐边群碎屑沉积岩Sm-Nd同位素分析 Table 2 Sm-Nd isotopic analyses on clastic sedimentary rocks from Yanbian Group |
本文选择了盐边群小坪组中下部变质砂岩(CX410-9)和乍古组底部变质含砾砂岩(CX409-1)进行碎屑锆石SHRIMP U-Pb年龄分析。
样品CX410-9中锆石通常小于100μm，多数呈粒状，少数锆石呈短柱状；多数锆石可见较好的锆石晶形和规则的晶面，少数锆石外形为浑圆状。阴极发光图像中，部分锆石具有密集的岩浆韵律环带，部分锆石具有隐约而宽缓的环带特征(图 8a-h)。
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图 8 盐边群砂岩锆石阴极发光图像 Fig. 8 CL images of zircons from sandstones of Xiaoping Fm. and Zhagu Fm. in Yanbian Group |
样品CX409-1中锆石通常小于100μm，少量为100~200μm，大多数锆石呈不规则粒状、部分锆石呈圆粒状，还有少量锆石为短柱状和长柱状。一些锆石可见较好的晶形和规则的晶面。阴极发光图像中，大部分锆石都具有密集规则的岩浆韵律环带(图 8j-q)，个别锆石具有板状岩浆环带(图 8r)。
在CX410-9样品中，随机选择了其中31颗锆石进行了31个测点分析，结果见表 3。锆石U、Th含量分别为70×10-6~581×10-6和36×10-6~1601×10-6，Th/U比值为0.35~3.74。31个分析点的206Pb/238U年龄结果为869~961Ma，且所有的分析点皆位于谐和线上(附近)(图 9)。在锆石206Pb/238U年龄直方图中具有近于正态分布特征，峰值年龄为~910Ma (图 9)。该样品中小于900Ma的锆石有10颗，年龄分布相对集中，其中最年轻的锆石为869±12Ma。考虑单个锆石颗粒分析的不确定性，选取上述10个分析点进行加权平均，结果为888±8Ma (图 9)。
在CX409-1样品中，随机选择了其中30颗锆石进行了30个测点分析。锆石U、Th含量分别为66×10-6~1749×10-6和23×10-6~2072×10-6，Th/U比值为0.14~2.39(表 3)。30个分析点的年龄分布范围为856~2714Ma (小于1.0Ga的分析结果采用206Pb/238U年龄，大于1.0Ga的采用207Pb/206Pb年龄)(表 3)。在年龄谐和图中(图 10)，新元古代早期的锆石皆位于谐和线上(附近)，分布也相对集中；而新太古代-古元古代的锆石分析结果有不同程度的Pb丢失。在年龄直方图(小于1.0Ga的用206Pb/238U年龄，大于1.0Ga的采用207Pb/206Pb年龄)中(图 10)，新元古代早期(~910Ma)为主要的年龄峰值，还出现新太古代(~2700Ma)的次峰值。表明乍古组底部碎屑沉积岩物质源区主要为新元古代早期地壳物质，还有古老的新太古代地壳物质加入。选择新元古代早期年龄结果中小于900Ma的6颗锆石年龄进行加权平均，结果为884±14Ma。
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表 3 盐边群砂岩锆石SHRIMP分析数据 Table 3 Zircon SHRIMP analyses on sandstone from Yanbian Group |
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图 9 盐边群小坪组砂岩锆石U-Pb年龄谐和图与直方图 Fig. 9 SHRIMP U-Pb concordia diagrams and histograms for zircons from sandstones of Xiaoping Fm. in Yanbian Group |
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图 10 盐边群乍古组砂岩锆石U-Pb年龄谐和图与直方图 Fig. 10 SHRIMP U-Pb concordia diagrams and histograms for zirons from sandstones of Zhagu Fm. in Yanbian Group |
Nelson (2001)研究认为碎屑沉积岩中锆石在没有“污染”和U-Pb体系扰动的情况下，最年轻的碎屑锆石年龄可以限定地层沉积的最大时限。通过对小坪组和乍古组砂岩中碎屑锆石U-Pb年龄测定，分别获得最年轻的碎屑锆石年龄分别为888Ma和884Ma，表明盐边群中上部碎屑沉积岩的沉积时代应小于880Ma。
7.2 锆石Lu-Hf同位素对CX410-9样品中31颗已完成锆石U-Pb年龄测定的30颗锆石进行了Lu-Hf同位素分析，分析结果见表 4。锆石的176Lu/177Hf、176Hf/177Hf分别为0.000594~0.006478、0.282279~0.282762，相应的εHf(t)、tDM、t2DM分别为-1.0~16.2、812~1566Ma、804~1649Ma。εHf(t)主要变化范围为8.47~16.2，tDM主要变化范围为842~1116，t2DM主要变化范围为804~1160。所分析碎屑锆石的εHf(t)较高，同时锆石模式年龄与锆石U-Pb年龄相差不大，表明这些锆石来自新生的地壳岩石，部分可能源自亏损地幔的基性岩石。
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表 4 盐边群砂岩锆石Lu-Hf同位素分析 Table 4 Zircon Lu-Hf isotopic analyses on sandstone from Yanbian Group |
对CX409-1样品中已完成锆石U-Pb年龄测定的30颗锆石中的29颗锆石进行了Lu-Hf同位素分析，分析结果见表 4。锆石的176Lu/177Hf、176Hf/177Hf分别为0.000484~0.004084、0.281032~0.282600，相应的εHf(t)、tDM、t2DM分别为-21.41~13.76、924~3167Ma、924~3280Ma。结合乍古组变质含砾砂岩锆石年龄结果发现，~2.7Ga年龄组的锆石εHf(t)为-4.18~3.76，相应的模式年龄为中太古代，反映该组锆石可能来自中太古代末-新太古代初期新生地壳的部分熔融形成的岩石。同时，2500Ma的一颗碎屑锆石具有与~2.7Ga锆石相近的Hf模式年龄，表明两者具有相似的源区特征。而新元古代早期的碎屑锆石出现两组不同的εHf (t)和模式年龄结果(表 4)。前一组锆石的εHf(t)变化为7.27~13.76，对应的单阶段和二阶段模式年龄为924~1138Ma和924~1209Ma，表明这组锆石的源区为亏损地幔/新生地壳部分熔融而形成的岩石。另外一组锆石εHf(t)变化为-4.44~-21.41，对应的单阶段和二阶段模式年龄为1639~2261Ma和1831~2640Ma，表明这组锆石可能来自于具有一定滞留时间地壳物质的部分熔融形成的岩石。
8 讨论 8.1 盐边群形成时代李继亮(1982)利用盐边“蛇绿岩”中熔岩和辉长岩样品构成的全岩Rb-Sr等时线年龄值为1006±58.5Ma。李复汉等(1988)报道盐边群变质玄武岩的全岩Rb-Sr等时线年龄结果为1230Ma。因而盐边群作为扬子地块西缘褶皱基底的一部分，其形成时代长期被归为中元古代(四川省地质矿产局，1991)。然而，盐边群普遍经历了绿片岩相变质，岩石中Rb-Sr同位素体系可能已经发生重置。因此，全岩Rb-Sr等时线年龄结果难以代表盐边群的形成时代。
杜利林等(2005)从荒田组玄武岩中获得SHRIMP锆石U-Pb年龄结果为785±53Ma，进而认为盐边群的时代为新元古代。Zhou et al.(2006b)根据盐边群沉积岩中最年轻一组碎屑锆石La-ICPMS年龄结果为840Ma，同时侵入于盐边群的高家村岩体和冷水箐岩体的年龄结果分别为812±3Ma和806±4Ma，限定盐边群的时代为840~810Ma。由于关刀山岩体侵入于盐边群小坪组中，其SHRIMP锆石U-Pb年龄为857Ma (Li et al., 2003c; Sun and Zhou, 2008)。据此，Li et al.(2006)认为盐边群时代应大于857Ma，并提出盐边群的时代为920~900Ma。Sun et al.(2008)获得盐边群渔门组-乍古组碎屑沉积岩中年轻一组碎屑锆石La-ICPMS年龄为870Ma，同时结合关刀山岩体的时代，限定盐边群的沉积时代为870~857Ma。但该沉积时代并未包括盐边群荒田组的形成时代。本文小坪组(CX410-9)和乍古组(CX409-1)砂岩碎屑锆石SHRIMP U-Pb测年结果表明，小坪组和乍古组的沉积时代为880~857Ma。杜利林(待发表资料)从盐边群荒田组变质枕状玄武岩中获得SHRIMP锆石U-Pb年龄为877~831Ma。通过这些年龄结果，本文进一步限定盐边群时代为880~830Ma。
8.2 沉积岩物质源区 8.2.1 风化作用与沉积分选碎屑沉积岩成分主要受源区岩石组成影响，但风化作用、搬运分选、沉积成岩和变质作用等多种因素也是影响沉积岩组成的重要因素(Nesbitt et al., 1980; Nesbitt and Young, 1984; Taylor and McLennan, 1985; Fedo et al., 1996; Fralick and Kronberg, 1997)。相对而言，风化作用对碎屑沉积岩中碎屑矿物含量和元素地球化学组成影响极为明显(Nesbitt and Young, 1982, 1984; McLennan, 1993; Fedo et al., 1995)。因此，通过对碎屑岩元素地球化学组成(特别是主量元素含量)变化特征可以揭示风化作用对沉积岩物源区及沉积岩过程中碎屑组成的影响。碱金属元素和碱土金属元素在风化过程具有不同的地球化学行为，主要表现为碱金属元素(K、Rb、Cs)主要赋存/吸附于粘土矿物，而Ca、Na、Sr随着斜长石的分解而被淋滤(Nesbitt et al., 1980; Camiré et al., 1993)。研究表明，玄武岩和花岗岩中K-Al通常具有明显的负相关性(Plank and Langmuir, 1988; Maniar and Piccoli, 1989)。排除沉积成岩过程中钾质交代作用影响，盐边群变质碎屑岩中K-Al、K-Rb、K-Cs、K-Ba具有明显的正相关性，进一步表明含K的粘土矿物控制上述元素的含量(Nesbitt et al., 1980; Feng and Kerrich, 1990)。
化学风化指数(Chemical Index of Alteration，缩写为CIA)是评价岩石风化程度的重要指标，通常利用全岩分析氧化物的摩尔分数来表达；CIA值的变化反映了碎屑沉积岩中长石和粘土矿物比例的变化(Nesbitt and Young, 1982)。具体计算公式为CIA=(Al2O3/(Al2O3+CaO*+Na2O+K2O))×100(Nesbitt and Young, 1982)。其中CaO*为硅酸盐组分中CaO的分数(Nesbitt and Young, 1982)。盐边群碎屑沉积岩CIA值变化范围49~83(平均值为65)，低于页岩平均值(70~75)，反映盐边群沉积岩经历了中等程度的风化(Nesbitt and Young, 1982; Taylor and McLennan, 1985; Fedo et al., 1996)。Al2O3-(CaO*+Na2O)-K2O (A-CN-K)图(Nesbitt and Young, 1984; Fedo et al., 1995)是反映碎屑沉积岩风化特征的重要图解。在A-CN-K图中，理想的风化趋势近于平行A-CN边(Nesbitt and Young, 1984; Fedo et al., 1995)。盐边群碎屑沉积岩多数样品的风化程度明显低于平均页岩，少部分样品高于平均页岩(图 11)，表明风化阶段主要为斜长石转化为粘土矿物(LaMaskin et al., 2008)。
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图 11 盐边群碎屑沉积岩Al2O3-(Na2O+CaO*)-K2O图 Fig. 11 Ternary plots of molecular proportions Al2O3-(Na2O+CaO*)-K2O for clastic sedimentary rocks in Yanbian Group |
成分变化指数(the Index of Compositional Variation，缩写为ICV)是反映泥质岩成分成熟度的指标(Cox et al., 1995)，利用全岩化学分析结果，其具体公式表达为：(Fe2O3+K2O+Na2O+CaO+MgO+MnO+TiO2)/Al2O3。由于在非粘土硅酸盐矿物中，Al2O3含量低于粘土矿物中Al2O3的含量，因此，在风化程度较低的泥质岩中非粘土矿物含量高，其ICV值高，而风化程度较高的泥质岩中粘土矿物含量增高，其ICV会相应的降低。盐边群板岩的成分变化指数(ICV)值为0.39~1.42，平均值为0.9。其ICV值介于斜长石和白云母之间，反映盐边群板岩总体具有较低的成分成熟度(Cox et al., 1995)。
随着岩石风化程度增强，U通常发生氧化而丢失，因而Th/U比值随之相应增高(McLennan et al., 1995)。盐边群碎屑沉积岩Th/U比值变化范围为2.34~7.33(平均值4.45)，高于上地壳平均值(3.8; Taylor and McLennan, 1985)，表明来自盐边群中碎屑岩物源区的碎屑沉积物曾经历了较强的风化作用。Th/U比值与化学风化指数CIA具有明显的正相关性(r=0.67；图 12)，表明岩石风化过程中Th/U比值出现明显增高(McLennan et al., 1995)。在Th/U-Th相关图中(图 13)，大多数样品的Th/U比值高于上地壳值，具有风化作用增强趋势(McLennan et al., 1995)。部分样品Th/U比值低于上地壳值，但不具有明显的U获得趋势；一些样品的Th含量很低，很可能反映了源区岩石的特征。
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图 12 盐边群碎屑沉积岩Th/U-CIA相关图 Fig. 12 Plots of Th/U vs. CIA for clastic sedimentary rocks in Yanbian Group |
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图 13 盐边群碎屑沉积岩Th/U-Th相关图 Fig. 13 Plots of Th/U vs. Th for clastic sedimentary rocks in Yanbian Group |
碎屑沉积岩沉积过程中常常发生矿物分选作用，最为明显的特征就是碎屑重矿物(如锆石、钛铁矿、石榴石等)在粗碎屑岩(砂岩)中相对富集，从而形成Zr、Hf在同源的砂岩中相对泥质岩显著增高特征(Taylor and McLennan, 1985; McLennan et al., 1990, 1993; McLennan, 2001)。在盐边群碎屑沉积岩中，P2O5、Nb、Zr、Y与SiO2无明显的相关性，表明碎屑沉积岩在沉积过程中并未发生明显的重矿物分选和聚积(Camiré et al., 1993)。同时，Th/Sc比值与Zr/Sc比值之间的相互关系也可以反映碎屑岩中矿物分选和再循环特征(McLennan et al., 1993)。其中未发生明显分选作用的沉积岩表现为Th/Sc与Zr/Sc正相关，而经历了强烈分选和再循环作用的沉积岩则表现为Zr/Sc比值显著增加，而Th/Sc比值变化较小(McLennan et al., 1993)。盐边群中碎屑岩Th/Sc与Zr/Sc呈现良好的正相关性(图 14)，表明盐边群碎屑沉积岩直接来源于岩浆岩源区，未经历明显的沉积分选再循环(McLennan et al., 1993; Asiedu et al., 2000)。此外，TiO2与Zr值变化可以反映沉积岩的成熟度，成熟度高的碎屑沉积岩具有较宽的TiO2-Zr变化范围，而成熟度低的样品具有较窄的TiO2-Zr变化范围。因此，Garcia et al.(1994)提出利用Al-Ti-Zr图进行碎屑岩形成过程中分选作用强弱程度的判定。在该图中，盐边群碎屑沉积岩仅少数几个样品变化范围较大，绝大多数样品分布相对集中，这表明盐边群沉积分选较差，具有快速沉积特征(图 15)。这一判断与碎屑岩岩相学研究结果相一致
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图 14 盐边群碎屑沉积岩Th/Sc-Zr/Sc相关图 Fig. 14 Plots of Th/Sc vs. Zr/Sc for clastic sedimentary rocks in Yanibian Group |
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图 15 盐边群碎屑沉积岩Al-Ti-Zr图解 Fig. 15 Al-Ti-Zr triangular diagram for clastic sedimentary rocks in Yanibian Group |
尽管Feng and Kerrich (1990)指出在分析碎屑沉积岩源区时应考虑多种因素，但砂岩中不同碎屑成分的相对含量则是客观反映砂岩沉积物源区的最直接证据(Dickinson and Valloni, 1980; Dickinson et al., 1983; Ingersoll et al., 1984; Ingersoll, 1990; Roser and Korsch, 1988; Marsaglia and Ingersoll, 1992; Yan et al., 2006, 2012)。Dickinson and Suczek (1979)和Dickinson (1982)根据砂岩中碎屑成分特征，将砂岩的物质源区分为大陆板块(包括克拉通、过渡大陆和基底隆起)、岛弧(分为切割岛弧、过渡弧及未切割岛弧)和再旋回造山带(分为石英再旋回、过渡再旋回和岩屑再旋回)三类源区。其中与大陆板块有关的砂岩以具有良好分选性和较高成熟度为特征，通常主要为石英砂岩，相对缺乏或不含长石和岩屑；与岛弧有关的砂岩以杂砂岩为主，富含岩屑和长石，且岩屑主要为岛弧环境的火山岩，部分岩屑来自岛弧基底变质岩和沉积岩；与循环造山带有关的砂岩相对富含沉积岩和变质岩屑为特征(Dickinson et al., 1983)。岩相学研究表明，盐边群中碎屑岩中以富含火山岩屑和斜长石碎屑为主，指示盐边群中碎屑岩物源区为岛弧。
A-CN-K图除了可以直观地反映碎屑沉积岩的风化程度外，也可以限定源岩的成分(Fedo et al., 1995)。在许多风化剖面中，沉积岩理想的风化趋势线近于平行A-CN边(Nesbitt and Young, 1984)。在没有K交代情况下，风化样品数据点的延长线与钾长石-斜长石连线的交点，可以获得未风化新鲜的源岩中两种长石的比例，进而获得源岩的成分/类型(Fedo et al., 1995)。盐边群变质碎屑沉积岩的源岩主要以花岗质岩石为主(花岗闪长岩-英云闪长岩-花岗岩)，同时还可能有少量中-基性岩为其提供了部分碎屑沉积物(图 11)。显然，这一结果与盐边群中砂岩碎屑组成研究结果相一致，也与其源区为“岛弧”这一推断相一致。风化程度较高的板岩样品可能是受K质交代作用所影响(图 11)，从而在A-CN-K图中沿A-K边向K (K2O)方向变化(Fedo et al., 1996)。
Roser and Korsch (1988)利用碎屑沉积岩主量元素分析结果，建立了区分沉积岩源区的判别方程，并提出了相应的判别图解。在F1-F2和F3-F4判别图解中(Roser and Korsch, 1988)，盐边群碎屑沉积岩的物源区主要为长英质火山岩和中性火山岩，还有部分沉积岩和少量的基性火山岩(图 16)，这一结果与A-CN-K图解及砂岩岩石学研究结果一致。
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图 16 盐边群碎屑沉积岩源区判别图 F1=-1.773TiO2+0.607Al2O3+0.76Fe2O3T-1.5MgO+0.616CaO+0.509Na2O-1.224K2O-9.09; F2=0.445TiO2+0.07Al2O3-0.25Fe2O3T-1.142MgO+0.438CaO+1.475Na2O+1.426K2O-6.861; F3=30.638TiO2/Al2O3+12.541Fe2O3T/Al2O3+7.329MgO/Al2O3+12.031Na2O/Al2O3+35.4K2O/Al2O3-6.382; F4=56.5TiO2/Al2O3+10.879Fe2O3T/Al2O3+30.875MgO/Al2O3+5.404Na2O/Al2O3+11.112K2O/Al2O3-3.89 Fig. 16 Discrimination diagrams for the provenance signature of clastic sedimentary rocks in Yanbian Group |
碎屑沉积岩中稀土元素、微量元素(Th、U、Sc和HFSE)可以为物质源区研究提供重要的信息(Taylor and McLennan, 1985; Bhatia and Crook, 1986; Cullers et al., 1987; Floyd and Leveridge, 1987; McLennan et al., 1983, 1990, 1995; Girty et al., 1994; Garver and Scott, 1995; Gu et al., 2002; Li et al., 2005; Yan et al., 2006, 2012)。这些元素在沉积岩的沉积过程中具有弱的活动性且难溶于水，因此在风化搬运过程几乎全部进入碎屑沉积物，因而可以很好的反映物源区信息特征(McLennan et al., 1983; Bhatia and Crook, 1986)。
相对于基性岩物源区而言，来自酸性岩物源区的碎屑沉积岩富集La、Th，而亏损Sc、Co、Cr。因此，Cullers (1994)指出利用碎屑岩Eu/Eu*、La/Sc、Th/Sc、Th/Co、Th/Cr比值可以有效的区分碎屑岩物源区岩石类型。然而，Condie and Wronkiewicz (1990)认为Cr/Th比值更能有效地反映碎屑岩物源区的不同，其中酸性源岩的Cr/Th比值在4~15之间，基性源岩的Cr/Th比值在25~500之间。盐边群大多数样品的Cr/Th值在4~15之间，表明其源区以酸性岩为主。在La/Th-Hf源区判别图解中(Floyd and Leveridge, 1987)，盐边群变质碎屑沉积岩La/Th比值(0.91~6.09)和Hf含量低(主要为2.89×10-6~8.99×10-6，仅有CX455-7、CX457-1含量较高)，分析样品主要落入酸性岛弧源区，部分样品落入安山质弧和酸性弧之间的长英质-基性岩混合源区，少量样品则落入酸性弧与被动陆缘源区之间的古老沉积组分的加入区域(图 17)。这表明盐边群中碎屑岩碎屑沉积物主要来自于岛弧中酸性火山岩和少量沉积岩。在La/Sc-Co/Th关系图中(图 18)，盐边群碎屑沉积岩的La/Sc值多小于4，Co/Th值变化范围大，大多数的样品位于长英质火山岩和安山岩范围内(Gu et al., 2002)。
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图 17 盐边群碎屑沉积岩La/Th-Hf相关图 Fig. 17 La/Th-Hf source rock discrimination diagrams for clastic sedimentary rocks in Yanibian Group |
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图 18 盐边群碎屑沉积岩Co/Th-La/Sc相关图 Fig. 18 Co/Th vs. La/Sc source rock discrimination diagrams for clastic sedimentary rocks in Yanbian Group |
沉积岩的Nd模式年龄可以用来估计沉积源区平均年龄(McCulloch and Wasserburg, 1978; McLennan et al., 1990, 1995)，同时有助于理解沉积岩物源区特征(McLennan et al., 1995)。与古老陆壳有关的沉积物通常具有低的εNd(t)值，而与弧有关的沉积物通常εNd(t)值较高。Th/Sc比值可以有效的区分基性和长英质源区(McLennan et al., 1995)。盐边群碎屑沉积岩Th/Sc值范围0.18~3.48，平均值为0.68。在εNd(t)-Th/Sc关系图中(图 19)，盐边群碎屑沉积岩主要来自于长英质源区，部分为岛弧安山岩源区(McLennan et al., 1990, 1995)。
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图 19 盐边群碎屑沉积岩εNd(t)-Th/Sc关系图 Fig. 19 Plots of εNd(t) vs. Th/Sc for clastic sedimentary rocks in Yanbian Group |
从以上的碎屑沉积岩碎屑成分和岩石地球化学分析表明，盐边群碎屑沉积物源区主要为长英质火山岩，同时还有部分中基性火山岩及少量的沉积岩。
8.3 构造环境 8.3.1 碎屑岩沉积环境在活动性的构造环境中，砂岩和泥质岩之间无明显的重矿物分选(McLennan et al., 1990)。根据前述的地球化学数据结果分析，盐边群碎屑沉积岩虽然发生了中等程度的风化作用，但并没有发生明显的分选作用，这与活动性构造环境沉积岩特征类似(McLennan et al., 1990)。Dickinson et al.(1983)根据砂岩中碎屑成分划分的大陆板块、岩浆弧和循环的造山带三类物质源区，每一类源区与特定的构造环境相关。盐边群碎屑沉积岩碎屑物质来自于岛弧源区，其沉积的构造环境与岛弧环境有关(Dickinson et al., 1983)。弧后与大陆弧环境常出现古老上地壳与年轻岛弧物质的混合(McLennan et al., 1990)，而弧后盆地沉积物特征是出现斜长石(high plagioclase An content)和大量火山岩屑物质(McLennan et al., 1990)。
不同构造环境中的沉积岩具有不同的地球化学特征，因此利用沉积岩地球化学可以有效地判别沉积构造环境(Maynard et al., 1982; Bhatia, 1983, 1985a, b; Bhatia and Crook, 1986; Taylor and McLennan, 1985; Roser and Korsch, 1986; McLennan et al., 1990)。Roser and Korsch (1986)利用碎屑沉积岩中K2O/Na2O-SiO2关系，提出了区分被动大陆边缘(PM)、活动大陆边缘(ACM)、岛弧(ARC)三种构造环境的判别图解。在K2O/Na2O-SiO2图中(图 20a)，盐边群碎屑沉积岩主要位于活动大陆边缘(ACM)范围内。Maynard et al.(1982)利用沉积岩中K2O/Na2O-SiO2/Al2O3提出类似的构造环境判别图解。在K2O/Na2O-SiO2/Al2O3图中(图 20b)，盐边群碎屑沉积岩主要属于活动大陆边缘和演化的岛弧环境，少量样品位于被动大陆边缘区域。除上述两个沉积岩构造环境判别图解外，TiO2-Fe2O3T+MgO和Al2O3/SiO2-Fe2O3T+MgO关系图解也常常被用于沉积岩的构造环境判别(Bhatia, 1983)，盐边群碎屑沉积岩在该图中主要位于岛弧和活动大陆边缘范围内(图 20c, d)。
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图 20 盐边群碎屑沉积岩主量元素构造环境判别图 Fig. 20 Major elements discrimination diagrams for clastic sedimentary rocks in Yanbian Group |
许多微量元素，如REE、Th、Nb、Y、Zr、Sc等由于具有不活动性，因而非常适合沉积源区分析和构造环境判别(Bhatia, 1985a; Bhatia and Crook, 1986)。Bhatia and Crook (1986)提出的Th-Co-Zr、Th-Sc-Zr、La-Th-Sc判别图解可以很好的进行砂岩构造环境分类研究。在上述几个构造环境判别图解中(图 21)，盐边群砂岩样品大部分位于大陆岛弧(CIA)范围内，一些样品位于大洋岛弧(OIA)范围内，仅个别样品位于活动大陆边缘或被动大陆边缘范围。
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图 21 盐边群砂岩微量元素构造环境判别图解 Fig. 21 Trace elements discrimination diagrams for sandstones in Yanbian Group |
根据沉积岩的碎屑物质组成、主量和微量元素地球化学研究表明，盐边群碎屑沉积岩形成于岛弧环境，且其沉积物源区主要为岛弧环境中的中酸性火山岩及花岗岩。盐边群大量碎屑锆石年龄与沉积时代十分接近，一些锆石U-Pb年龄与Hf模式年龄相近，也暗示岛弧沉积特征。同时，碎屑沉积岩中有部分古老碎屑锆石，显示古老陆壳物质加入。岩石学、地球化学和锆石年代学研究表明，盐边群荒田组玄武岩形成于弧后盆地环境(杜利林等，2005；Sun et al., 2007；杜利林, 待发表资料)。综合碎屑沉积岩和玄武岩的研究，盐边群火山-沉积岩系形成于新元古代弧后盆地环境。
8.3.2 新元古代构造环境沉积岩碎屑锆石U-Pb年龄结果表明，盐边群沉积岩中存在许多~900Ma的碎屑锆石。现有的研究资料表明，扬子地块西缘未发现~900Ma的岩浆活动记录，而在江南造山带中存在一些~900Ma的岩浆活动记录(Wang et al., 2007; Ye et al., 2007)。因此，盐边群碎屑沉积岩物质源区可能并非来自扬子西缘。周金城等(2008)总结了扬子地块东南缘新元古代岩浆岩资料后认为，扬子地块与华夏地块的拼合发生在870~820Ma，比全球Grenville期造山带晚160~320Ma。孙玉建(2002)、Li et al.(2006)、Greentree et al.(2006)、杨崇辉等(2009)陆续研究提出，江南造山带可能向西延伸至扬子地块西南缘。姜勇彪等(2005)、Li et al.(2006)曾认为盐边群代表了中元古代末-新元古代早期、华夏地块向扬子地块俯冲过程中，在扬子地块西南缘形成的弧后盆地。而杜利林等(2005)、Sun et al.(2007, 2008)通过盐边群玄武岩和碎屑沉积岩研究认为，盐边弧后盆地的形成与扬子西缘的洋壳俯冲有关。前人研究和盐边群碎屑沉积岩的物源区资料共同表明，盐边群可能形成于880~830Ma扬子地块西南缘弧后盆地；而华夏向扬子地块俯冲过程中，在扬子地块西南缘形成的火山岛弧为盐边群碎屑沉积岩提供了物质来源。
根据现有的研究资料，扬子西缘新元古代的花岗质岩石以I型为主，其时代为860~720Ma，与岛弧俯冲有关(Zhou et al., 2002；陈岳龙等，2004；杜利林等，2006；耿元生等，2008；刘树文等, 2009a, b)。而江南造山带中同期的花岗岩以S型为主，形成于挤压、碰撞、地壳加厚的造山或造山后伸展过程(周金城等，2008)。很显然，扬子西缘和东南缘的岩浆岩形成于不同的构造环境中，不可能是同一地幔柱体制下形成的。扬子地块西缘除发育一些~1.0Ga的岩浆岩外，未发现1000~900Ma的岩浆活动记录。最早的新元古代岩浆岩的时代为~860Ma，如关刀山岩体(Li et al., 2003c; Sun and Zhou, 2008)、格宗杂岩和宝兴杂岩(徐士进等，1996；耿元生等，2008；Zhou et al., 2002)，并具有岛弧岩浆岩特征。因此，~860Ma岩浆活动可能代表新元古代扬子西缘俯冲作用的开始。此外，区域上出现750~700Ma变质作用(杜利林等，2007；耿元生等，2008)，可能代表了扬子地块与西北缘陆块的碰撞拼合。
根据以上资料分析，盐边地区新元古代地质构造演化如下：~900Ma，华夏地块向扬子地块俯冲过程中，扬子地块西南缘形成岩浆弧，这些岛弧物质剥蚀成为盐边群碎屑沉积岩的物质源区，在弧后盆地中沉积形成盐边群碎屑沉积岩，同时弧后盆地中喷溢厚层玄武岩；在~860Ma，扬子西北缘洋壳开始向南俯冲，关刀山岩体侵位；820~810Ma，高家村岩体和同德岩体侵位；750~700Ma扬子地块与西北缘陆块发生碰撞，在扬子地块西南缘产生近东西向的变形和同期的变质作用。
9 结论盐边群碎屑岩为一套近源沉积岩，其物源区主要为中酸性岛弧物质源区，同时有少量古老陆壳物质加入。小坪组和乍古组砂岩碎屑锆石主要峰值年龄为~900Ma，最年轻一组碎屑锆石年龄分别为888Ma和884Ma，限定小坪组和乍古组沉积于880Ma之后。结合侵入于盐边群关刀山岩体的时代(857Ma)和荒田组玄武岩的年龄结果，限定盐边群的形成时代为880~830Ma。盐边群为华夏向扬子地块俯冲过程中，在扬子西南缘弧后盆地中形成的火山-沉积岩系。~860Ma的关刀山岩体及其同期侵入岩可能代表了扬子西缘新元古代洋壳俯冲作用的开始。
致谢 野外工作中，得到孙桂华博士、王伟博士、施炜博士和冯祥发的帮助；室内测试分析过程中，先后得到中国科学院地质与地球物理研究所李禾老师、闫欣老师，北京离子探针中心刘敦一研究员、张玉海高级工程师及中心其他老师，中国地质科学院矿产资源研究所侯可军博士的支持和帮助；闫臻研究员对文章初稿进行了认真审阅，并提出了诸多修改建议；在此致以衷心感谢！| [] | Amelin Y, Lee DC, Halliday AN, Pidgeon RT. 1999. Nature of the Earth's earliest crust from Hafnium isotopes in single detrital zircons. Nature, 399(6733): 252–255. DOI:10.1038/20426 |
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