2013, Vol. 29
2. 中国地质调查局南京地质矿产研究所，南京 210016;
3. 湖北省区域地质矿产调查所，武汉 430034;
4. 湖北神农架国家地质公园管理局，木鱼坪 442421
, ZHANG ChuanLin2, XIANG ZhenQun1, LU SongNian1, ZHANG Jian1, GENG JianZhen1, QU LeSheng3, WANG ZhiXian4
2. Nanjing Institute of Geology and Mineral Resources, China Geological Survey, Nanjing 210016, China;
3. Hubei Institute of Regional Geology and Mineral Resources Survey, Wuhan 430034, China;
4. Hubei Shennongjia National Geopark Administrative Bureau, Muyuping 442421, China
近年来，中国中-新元古界年代学研究取得一系列重大进展，其中最重要的当属对华北克拉通北缘燕辽裂陷槽中-新元古界的研究进展，先后在燕辽裂陷槽的不同地区的原青白口系下马岭组中发现斑脱岩并测得了精确的~1370Ma的锆石U-Pb年龄(高林志等, 2007, 2008；Su et al., 2008；苏文博等，2010)，获得了侵入下马岭组的基性岩床群的斜锆石U-Pb年龄1320±6Ma (李怀坤等，2009)；在蓟县系铁岭组和高于庄组中发现斑脱岩并测得精确的锆石U-Pb年龄1437±21Ma (苏文博等，2010)和1560±5Ma (李怀坤等，2010)；尤为重要的是长城系底界年龄研究取得重大突破：发现被长城系常州沟组不整合覆盖的碱性花岗岩脉并测得其锆石U-Pb年龄1673±10Ma (李怀坤等，2011)，被常州沟组不整合覆盖的基性岩墙群的斜锆石Pb-Pb年龄1731±4Ma (彭澎等，2011)，在常州沟组之下发现环斑花岗岩古风化壳并测得其中的碎屑锆石U-Pb年龄1682±20Ma (和政军等，2011)，上述新资料均说明长城系的底界年龄不可能是原来一直使用的1800Ma，我们根据综合资料分析认为长城系的底界年龄应该非常接近1650Ma (李怀坤等，2011)。基于上述新进展和以往研究成果，我们对燕辽裂陷槽中-新元古界年代地层进行了重新厘定：(1)将长城系的底界年龄放在1650Ma，(2)将由高于庄组-铁岭组构成的蓟县系的时限精确标定在1600~1400Ma、与国际地层表中的盖层系相当，(3)原青白口系下马岭组的时限大致可以标定为1400~1350Ma (李怀坤等，2011)。
但是，中国中元古界研究在取得上述一系列重要进展的同时也产生了若干亟需解决的关键问题：(1)根据现有资料，华北克拉通燕辽裂陷槽下马岭组和上覆的骆驼岭组之间可能缺失了450Ma的地层，(2)下马岭组之上的中元古界地层和新元古界青白口系变得不完整。因此，作为中国中-新元古界标准剖面的蓟县中-新元古界剖面的上部变得残缺不全，也就是说中国地层表中的1350Ma之上的中-新元古界部分的标准剖面需要重新研究确定。为此我们对扬子克拉通北缘的神农架群进行了年代学研究，取得的初步研究成果显示神农架群可能可以部分地填补中国地层表中由于燕辽裂陷槽的新近研究而发现的地层空缺。为建立1350Ma之上的中-新元古界标准剖面提供可能的候选剖面。
2 神农架地区前南华系岩石地层序列神农架地区地理上位于川鄂交界的鄂西山区，包括湖北省神农架林区及其毗邻的湖北省竹山、房县、保康、兴山、巴东以及四川省巫山等县的边缘地区(图 1)。地理坐标：北纬31°15′~32°00′，东经109°56′~110°00′。本区属秦岭山系大巴山脉东段，山脉大致呈东西走向。地势西南高，东北低。区内峰高谷深，沟壑纵横，地势相差悬殊，一般高差300~1200m，最大高差达2700m。为剥蚀侵蚀构造地形及峡谷地形。
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图 1 中国构造纲要图和研究区位置(a)和神农架地区前寒武纪地质略图(b)据(李铨和冷坚, 1987; Qiu et al., 2011修改) NC-华北克拉通; YB-扬子克拉通; CA-华夏陆块; TA-塔里木克拉通; KD-康滇地轴; KL-昆仑山; QLS-祁连山; QL-秦岭 Fig. 1 Tectonic sketch map of China, showing the study area (a) and simplified geological map of Precambrian basement of the Shennongjia area, northern Yangtze Block (b) (modified after Li and Leng, 1987; Qiu et al., 2011) |
神农架地区构造区划上属于扬子克拉通北缘，属于龙门-大巴坳陷的一部分，北以青峰断裂与秦岭造山带为界，南东与黄陵隆起相邻。地层区划上属于扬子地层区的大巴山-大洪山分区。神农架群主要分布于中南部，为区内出露最老地层。神农架群之上的马槽园群，孤立分布在马槽园-人坪河一带，与神农架群之间为角度不整合接触关系。震旦系及下古生界呈盖层广布在神农架群周边及向斜核部。神农架地区呈现为一个面积~1800km2的构造穹窿，其南东距崆岭太古宙高级变质地体约18km，神农架群与崆岭变质基底的接触关系尚不清楚。
神农架地区区域地质调查工作始于20世纪60年代，尽管神农架群一直被置于中元古代，但是一直缺乏可靠的年龄依据，直至近期才在新建的郑家垭组获得了一个可靠的火山岩锆石年龄(Qiu et al., 2011)，因此对神农架群的地层划分一直存在不同的方案。1974年湖北省地矿局将神农架群划分为8个组(未刊资料)，后来天津地质矿产研究所和湖北省区域地质调查队合作开展综合研究则提出了划分为11个组的方案(李铨和冷坚，1987)。2004年湖北地质调查院开展1:25万区调时，将本区神农架群由下而上划分为郑家垭组、大岩坪岩组、石槽河组和大窝坑组、矿石山组两部分，归属中元古界长城系和蓟县系(刘成新等，2004)；同时废除马槽园群，新建新元古界青白口系武当岩群凉风垭组；此地层系列虽为一部分人引用，但是没有被普遍接受。李铨和冷坚(1987)提出的神农架地区前震旦纪地层划分方案现在仍然是被多数人认可的方案，尽管随着研究程度的提高可能需要做适当的调整。本文基本沿用李铨和冷坚(1987)的方案，只是采用Qiu et al. (2011)的意见--在顶部增加了一个郑家垭组(图 2)。
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图 2 神农架地区前南华系地层柱状图 1-含火山碎屑砾岩; 2-砾岩; 3-砂砾岩; 4-砂岩; 5-粉砂岩; 6-页岩/板岩; 7-燧石; 8-石灰岩; 9-白云岩; 10-角砾状白云岩; 11-硅质条带白云岩; 12-叠层石白云岩; 13-火山岩; 14-凝灰岩; 15-采样层位; 16-整合接触关系; 17-平行不整合接触关系; 18-角度不整合接触关系 Fig. 2 Pre-Nanhua stratigraphic histogram of the Shennongjia area |
神农架群包括上、下两个亚群，进一步划分为12个组(图 2)。神农架群底部没有出露，因此底界尚不清楚，顶界是由神农运动造成的构造不整合面(李铨和冷坚，1987)，构成一个大型沉积旋回。沉积建造以藻礁白云岩建造为主，还有碳酸盐复理石建造、黑色陆源含铁建造、岩盐蒸发岩建造、大陆拉斑玄武岩建造等，是一套以白云岩为主的岩石组合；其次含有砂岩、粉砂岩、砾岩、火山岩、铁矿层等。主要形成于局限海台地相至台地边缘礁体相的陆棚区，地层厚度可达12680m。有多次基性-中性火山活动。
在神农架群中部的矿石山组与台子组之间，是所谓的酒壶上升(前人认为是形成于~1400Ma？)所形成的平行不整合面(李铨和冷坚，1987)，以其为界划分了两个二级旋回，这个不整合面又是不同建造的分界面，其下为藻礁碳酸盐建造，其上为黑色陆屑含铁建造。不整合面以下地层称为神农架群下亚群，其上地层称为神农架群上亚群。
2.1.1 神农架群下亚群下亚群进一步划分为五个组，自下而上分别为鹰窝洞组、大岩坪组、乱石沟组、大窝坑组和矿石山组。
(1)鹰窝洞组
本组是神农架群出露的最低层位，其底部没有出露，厚度大于1903m。
鹰窝洞组可分为两个段。第一段主要岩石组合是紫红色-肉红色含泥质、硅质及其条带泥晶-细晶白云岩，灰色条纹状细晶-泥晶白云岩，灰色叠层石泥晶-细晶白云岩，灰色鲕粒细晶白云岩，灰色碎屑泥晶-细晶白云岩；第二段主要岩石组合为灰色-紫红色块状细晶-泥晶白云岩、灰色块层状细晶白云岩、灰色叠层石泥晶-细晶白云岩、灰色盆屑白云岩、紫红色泥质泥晶白云岩和紫红色白云质粉砂岩夹细晶白云岩及灰色-紫红色含泥质泥晶白云岩与瘤状灰岩互层。
沉积构造：以水平层理为主，具条带状构造、鲕粒构造、斜层理、波痕、同生碎屑及鸟眼构造。
(2)大岩坪组
大岩坪组是碳酸盐复理石建造，厚2810m，进一步划分为三段。第一段是深灰色-灰黑色薄层状含白云质粉砂岩夹杂砾岩、砂屑白云岩；第二段以深灰色薄层状白云质粉砂岩夹砂屑白云岩条带为主，其中夹四层叠层石灰岩及其角砾岩凸镜体；第三段为深灰色薄层状白云质粉砂岩及其同生角砾岩夹砂屑白云岩，灰色薄层状含泥质泥晶白云岩与浅灰紫色瘤状细晶灰岩互层，灰黑色叠层石灰岩，灰黑色块层状含碎屑白云岩，紫红色含碎屑泥质泥晶白云岩。
沉积构造：水平层理、粒序层理(多为正粒序、少数为逆粒序)、不完整鲍马层理、滑动褶曲、冲刷槽及冲刷面、凸镜状构造及同生角砾和碎屑。
大岩坪组与上覆乱石沟组为整合接触关系，其划分界线为紫红色含碎屑泥质泥晶白云岩与浅灰色中厚层状泥晶细晶白云岩之间。
(3)乱石沟组
乱石沟组厚1137m，可划分为三个段。第一段为灰色中厚层状泥晶-细晶白云岩，灰色中厚层状鲕粒细晶白云岩，灰色中薄层状藻席泥晶白云岩，灰色含硅质条带白云岩，灰白色厚层状叠层石泥晶-细晶白云岩，灰紫色中薄层状燧石条带白云岩，深灰色-浅灰色盆屑白云岩等；第二段为灰色白云质角砾岩，紫红色中厚层状燧石条带中晶-粗晶白云岩，灰白色中薄层状含泥质泥晶白云岩，灰色厚层状条纹细晶白云岩，深灰色硅质鲕粒细晶白云岩，灰黄色-紫红色薄层状含凝灰质白云岩；第三段浅黄白色-灰色薄-中厚层状中晶-细晶白云岩，紫红色条带状含凝灰质泥晶-细晶白云岩，灰黄色-灰白色叠层石白云岩，灰紫色层状粗面岩，紫红色中薄层状凝灰质粉砂岩夹黄白色中厚层状细晶-泥晶白云岩，浅紫黄色含砾石英砂岩，紫红色薄层状或条带状磁铁矿层，浅肉红色竹叶状含砾细晶白云岩，紫红色-灰白色燧石质砾岩。
沉积构造：以水平层理为主，具有条带状构造，有波状层理、斜层理、波痕、冲刷面、搅动层理、同生角砾和碎屑、鲕粒、干裂和岩盐假晶。
乱石沟组与上覆大窝坑组为整合接触，其界线划在乱石沟组顶部灰白色-紫红色燧石质砾岩的顶部。
(4)大窝坑组
大窝坑组厚224m，分两个段。第一段为灰色厚层状中晶-细晶白云岩，灰黑色-黄白色叠层石泥晶-细晶白云岩，黑色条纹状含凝灰质泥晶白云岩，灰色中薄层状含泥质细晶白云岩，灰色厚层状泥晶-中晶藻屑白云岩，灰白色中厚层状硅质条带中晶-细晶白云岩，灰绿色火山角砾岩；第二段为灰色厚层-块层状叠层石白云岩及其礁体，顶部有灰白色中厚层状中晶-细晶白云岩。
沉积构造：以水平层理为主，具有条带状构造、斜层理、搅动层理、波痕、鲕状构造、同生角砾和碎屑。
大窝坑组与上覆矿石山组之间为整合接触关系。二者界线划在大窝坑组顶部白云岩与矿石山组底部含铁岩系之间。
(5)矿石山组
矿石山组厚442m，可分为4段。第一段为深灰色-灰黑色薄层状白云质粉砂岩夹泥质铁质粉砂岩，红褐色赤铁矿层；第二段以灰色-深灰色叠层石礁体泥晶-细晶白云岩为主，夹少量灰色-深灰色中晶-细晶和中晶-粗晶白云岩和鲕粒白云岩；第三段为灰色叠层石泥晶-细晶白云岩，灰色块层状含燧石团块粗晶白云岩，灰色厚层-块层中晶白云岩，灰色-灰绿色中薄层状白云岩夹石英砂岩；第四段以灰色叠层石礁体中晶-粗晶白云岩为主，其余为深灰色厚层状含硅质条纹状粗晶白云岩，灰色白云质角砾岩，灰色中厚层状中晶-粗晶白云岩。
沉积构造：水平层理、条带状构造、鲕粒、同生角砾和碎屑、冲刷面。
矿石山组与上覆台子组间为平行不整合接触关系，二者间有风化壳。风化壳之下为矿石山组灰色竹叶状白云岩，风化壳之上为台子组砂砾岩。
2.1.2 神农架群上亚群神农架群上亚群自下而上进一步划分为台子组、野马河组、温水河组、石槽河组、送子园组、瓦岗溪组和郑家垭组。
(1)台子组
台子组厚744m，划分为2段。第一段为灰白色含砾石英砂岩，黑灰色条带状含炭质白云质粉砂岩，灰绿色中厚层状瘤状灰岩，灰色块层状石英砂岩夹黑色炭质粉砂岩；第二段为深灰色-黑褐色条纹状泥晶-细晶灰岩夹黑色含砾及豆粒状白云岩，含炭质细晶灰岩与黑灰色炭质粉砂岩互层，深灰色含鲕粒豆粒细晶碎屑灰岩，灰色含炭质硅质粉砂岩，深灰色含炭质粉砂岩，深灰色硅质页岩夹深灰色白云质灰岩。
沉积构造：以水平层理为主，条带状构造发育，波状层理、斜层理、波痕、瘤状构造、豆粒和鲕粒构造。
台子组与上覆野马河组为整合接触关系，二者划分界线为台子组顶部深灰色硅质页岩夹深灰色白云质灰岩与野马河组底部灰色白云岩之间。
(2)野马河组
野马河组厚1369m，分为3段。第一段为灰白色-肉红色块层状-角砾状硅化粗晶白云岩，灰色条纹状细晶-中晶白云岩，灰色块层状含盆屑白云岩，浅褐灰色条纹状泥质泥晶-细晶白云岩夹紫红色薄层状泥晶-细晶白云岩；第二段为浅灰色中厚层状纹层碎屑白云岩和浅灰色块层状中晶-细晶白云岩，浅灰色中厚层状细晶条纹白云岩和浅灰色块层状叠层石中晶白云岩；第三段以肉红色-紫红色-浅灰色中厚层状细晶和中晶叠层石白云岩为主，夹灰色厚层状泥晶-细晶白云岩和紫红色-灰绿色白云质粉砂岩，其顶部为灰白色中层状石英砂岩。
沉积构造：水平层理，条纹构造，鲕粒构造，斜层理，搅动层理，同生碎屑。
野马河组被上覆温水河组底部玄武岩熔岩流掩覆，形成于水下环境，为整合接触关系。划分界线即在野马河组顶部白云岩和温水河组底部玄武岩之间。
(3)温水河组
温水河组厚1878m，分为3段。第一段为三套玄武岩被浅绿色-肉红色薄层状含泥质细晶灰岩和灰色-肉红色块层状叠层石细晶-中晶白云岩分隔，顶部为灰白色-紫红色纹层状凝灰岩；第二段为浅灰色中薄层状含泥质泥晶灰岩夹竹叶状泥晶灰岩，黑色薄层状含炭质硅质粉砂岩，灰色中厚层状叠层石细晶灰岩，灰色薄-中厚层状含硅质条纹状细晶灰岩，灰色块层状含硅质结核泥晶-细晶白云质灰岩；第三段为灰色-深灰色含硅质团块叠层石白云质细晶灰岩，灰色含叠层石泥晶灰岩，浅灰色块层状含灰质泥质细晶白云岩，浅灰色薄层状细晶白云岩，深灰色含炭质白云质粉砂岩夹砂砾岩凸镜体，紫红色薄层状凝灰岩夹灰色薄层状泥质泥晶白云岩。
沉积构造：水平层理为主，条纹构造发育，还有搅动层理、同生砾岩和碎屑、鲕粒构造。玄武岩中杏仁和气孔构造，枕状构造。
温水河组与上覆石槽河组的接触关系在不同剖面稍有区别。在野马河-温水河剖面有短暂沉积间断，在温水河组顶部的紫红色薄层状凝灰岩与石槽河组底部的白云质砂砾岩间有侵蚀面，在低洼部位有白云岩和凝灰岩的板砾和碎屑。在石槽河剖面，二者为连续沉积，为整合接触关系。
(4)石槽河组
石槽河组厚1656m，分为3段。第一段为紫红色薄层状泥质泥晶白云岩和白云质砂砾岩，紫红色-肉红色块层状含硅质泥砂质泥晶-细晶条纹白云岩，浅灰色中厚层状条带含铜泥晶-细晶白云岩，灰色薄层-块层状碎屑白云岩，灰色薄层状含硅质泥质条纹条带细晶-泥晶白云岩，灰色块层状硅质条纹条带泥晶-细晶白云岩；第二段为肉红色-灰紫色中薄层状叠层石泥晶-细晶白云岩，紫红色中薄层状泥质条带泥晶白云岩，灰白色块层状细晶白云岩，深灰色纹层状泥质泥晶白云岩，浅灰色中厚层状-块层状含硅质条纹条带细晶白云岩，肉红色块层状细晶白云岩夹叠层石白云岩；第三段为紫红色薄-中厚层状细晶白云岩夹灰色薄层状泥质泥晶白云岩，紫红色纹层状含泥质泥晶白云岩，杂色纹层状含泥质泥晶白云岩与浅灰色-肉红色纹层状中晶-细晶白云岩互层，浅灰色中厚层状细晶白云岩，黑灰色薄层状含硅质白云质粉砂岩和灰色纹层状泥晶-细晶白云岩，灰色中厚层状细晶-泥晶白云岩，黑色中厚层状含炭质白云质粉砂岩。
沉积构造：以水平层理为主，条纹条带构造发育，还有交错层理、斜层理、波痕、干裂、鲕粒、搅动层理、同生碎屑和角砾。
石槽河组与上覆送子园组为整合接触，划分界线在石槽河组白云岩消失，出现送子园组黑色硅质粉砂岩之前。
(5)送子园组
送子园组厚351m，分为2段。第一段为黑灰色-黑色中薄层状硅质粉砂岩，灰色纹层状硅质粉砂岩夹细砂岩，黑色薄层状硅质粉砂岩夹灰色薄层白云岩和赤铁矿层；第二段为紫红色中薄层状(磁、赤)铁矿层，灰色薄层状含硅质粉砂岩与黄褐色条带状白云质粉砂岩互层，黑色薄层状炭质粉砂岩夹硅质粉砂岩，黑色中薄层状含硅质粉砂岩夹细砂岩和白云质条带，黑色含炭质粉砂岩与灰色泥质泥晶白云岩夹石英砂岩和叠层石泥晶-中晶白云岩凸镜体。
沉积构造：以水平层理为主，条纹条带构造发育。
送子园组与上覆瓦岗溪组之间为整合接触关系，二者的划分界线在送子园组顶部的灰色白云质粉砂岩与瓦岗溪组底部的灰白色厚层状叠层石中晶-泥晶白云岩之间。
(6)瓦岗溪组
瓦岗溪组厚190m，分为3段。第一段为灰白色厚层状叠层石中晶-泥晶白云岩，浅灰色厚层状中晶-细晶盆屑白云岩夹浅灰黄色-浅紫色含泥质白云岩，灰白色条纹状中晶-微晶白云岩；第二段为灰色厚层状叠层石中晶灰岩，深灰色厚层状中晶-微晶白云岩；第三段为紫红色中薄层状泥质泥晶-中晶白云岩，灰绿色-灰紫色白云质粉砂岩。
沉积构造：水平层理，条纹构造，同生角砾和碎屑。
瓦岗溪组之上被南华系南沱组以角度不整合覆盖。
(7)郑家垭组
郑家垭组厚度为1067m。为新一轮1:25万区调过程中重新厘定的神农架群地层序列的最下部的一个组(刘成新等，2004)，后经研究认为应该置于神农架群的顶部(Qiu et al., 2011)。该组主要由陆源碎屑岩组成，顶部发育火山熔结凝灰岩和熔岩，未见底，以断层与震旦-寒武系或其他神农架群地层接触。硅质碎屑岩以砂岩和粉砂岩为主，发育板状层理、斜层理和粒序层理。在碎屑沉积序列的底部为分选很差的砾岩，向上变为薄层状砂岩-泥岩互层，显示为形成于大陆边缘盆地中的复理石沉积。
2.2 马槽园群地层序列马槽园群的底界位于神农运动形成的不整合面上，与下伏神农架群为角度不整合接触关系，顶界在晋宁运动形成的不整合面之下，与上覆南华系为微角度不整合关系(李铨和冷坚，1987)。马槽园群是一套磨拉石建造，形成于浅海环境，伴随有火山活动。这套地层总厚2153m，以白云质砾岩为主，厚达1704m，约占总厚度的80%。还有白云岩125m，粉砂岩203m，砂岩98m，含火山碎屑。前人认为马槽园群形成时代为1000~800Ma (李铨和冷坚，1987)，但是事实上迄今为止还缺乏可靠的年龄依据。
马槽园群被分为两个组，自下而上为八里垭组和火烧尖组。
(1)八里垭组
八里垭组厚1264m，为白云质粗砾-中砾-细砾岩层，略有分选，以中砾和细砾岩层为主，多为正粒序。含火山碎屑物质，形成环境为浅海冲积扇。八里垭组根据砾石的粒度旋回可分为二段。第一段有粗中砾砾岩层，然而中砾砾岩层所占比例较大；第二段没有粗砾砾岩层，中砾、细砾砾岩所占比例相近。八里垭组与上覆火烧尖组为整合接触关系，划分界线位于八里垭组顶部灰色中厚层状含砾岩屑砂岩与火烧尖组底部灰褐色混杂巨砾岩之间，二者为连续沉积。
(2)火烧尖组
火烧尖组厚889m，分为3段。第一段为局限海台地相沉积，自下而上有三个沉积韵律，每个韵律由下至上为灰色含火山碎屑白云质粗砾-中砾-细砾岩-灰色含火山碎屑白云质粗砂岩夹白云质细砾岩和黑灰色白云质粉砂岩-黑色条纹状白云质粉砂岩夹灰色条纹状中晶-细晶白云岩。底部有火山碎屑、集块、火山弹等；第二段为局限海台地相向开阔海台地相转化，岩石组合为灰色含火山碎屑白云质粗砾-中砾-细砾岩，顶部夹白云质粉砂岩；第三段为开阔海台地相的沉积，岩石组合为灰黄色厚层状叠层石泥质细晶白云岩，灰白色块层状含叠层石细晶白云岩夹泥灰质砂岩凸镜体。
沉积构造：砾岩层层理不发育，粉砂岩层中条纹构造极发育，呈规则水平层理，白云岩以块层状为主，有少量凸镜状层理。
火烧尖组顶部与南华系莲沱组为微角度不整合接触关系。
3 神农架群年代地层序列研究现状神农架群年代学研究程度很低。李铨和冷坚(1987)将神农架群的时限置于1000~1650Ma，上、下亚群的界线放在1400Ma；其上覆的马槽园群的时限为800~1000Ma。但是李铨和冷坚(1987)所依据的只有三个不太可靠的测年数据：一个是侵入上亚群中的辉绿岩的年龄为963~967Ma (K-Ar年龄)，另一个是上亚群底部台子组中上部含铀、钒炭质粉砂质页岩年龄1332±67Ma (U-Pb等时线)，第三个是台子组之上的野马河组白云岩年龄1307±100Ma (Pb-Pb等时线)。迄今为止，有关神农架群的唯一比较可靠的同位素年龄是Qiu et al.(2011)报道的郑家垭组火山岩锆石U-Pb年龄1103±8Ma。不难看出，神农架群的时代依据是不够充分的。本文报道野马河组凝灰岩、侵入石槽河组的辉长辉绿岩和大岩坪组砂屑硅质白云岩锆石和斜锆石U-Pb年代学研究成果。
4 测年样品岩石学特征本文研究的四件样品分别为采自采自野马河组的凝灰岩(样品号：11HB06-3)、侵入于石槽河组的辉长辉绿岩(11HB24)和大岩坪组的砂屑硅质白云岩(11HB14和12SNJ19，后者为验证性重复采样)，采样点地理坐标分别为11HB06-3：N31°36′2.35″E110°23′30.26″、11HB24：N31°36′12.08″E110°17′54.13″、11HB14和12SNJ19：N31°30′45.66″E110°34′42.38″(图 1)。
凝灰岩样品11H B06-3采自神农架群上亚群自下而上的第二个组野马河组的中部，采样点位于209国道沿线，点上所见主要为紫红色凝灰岩和中厚层白云岩，白云岩层间有灰绿色凝灰岩夹层。紫红色凝灰岩呈薄层-中层状，其上为中厚层状含叠层石白云岩，其中有层厚5~20cm的灰绿色凝灰岩夹层，层理产状280°∠50°(图 3a)，样品11H B06-3即采自白云岩中的灰绿色凝灰岩夹层。该样品野外呈泥土状，未采集到固化的岩石，因此未对其进行常规显微镜下薄片鉴定。
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图 3 测年样品野外露头和显微照片 (a)-野马河组中凝灰岩(11HB06-3)采样点岩石露头照片，凝灰岩为白云岩中的灰绿色夹层；(b)-辉长辉绿岩(11HB24)显微照片，线段比例尺长度为1mm，Px-辉石，Pl-斜长石，Hb-角闪石；(c)-大岩坪组浊流成因砂屑硅质白云岩，发育爬升交错层理、粒序层理和冲刷充填构造；(d)-砂屑硅质白云岩(11HB14)显微照片，线段比例尺长度为1mm，Dol-白云石，SD-硅质碎屑，Qz-石英 Fig. 3 Outcrop pictures and photomicrographs of the dating samples |
辉长辉绿岩样品11HB24采自侵入于神农架群上亚群自下而上的第四个组石槽河组中的辉长辉绿岩，采样点位于神农顶-板仓的路边黄宝坪村南。所见辉长辉绿岩呈灰黑色、块状构造、变余灰绿结构、局部嵌晶含长结构(图 3b)。矿物组成特征：岩石由蚀变斜长石、辉石和石英组成。矿物晶体粒径0.25~4.15mm。斜长石呈半自形-自形板状、长板状，具较强帘石、绢云母化；辉石呈无色-浅棕色柱粒状，有的被角闪石、阳起石交代，有的已全部被取代，分布于斜长石格架间，有的内嵌小的蚀变斜长石晶体；石英呈它形粒状充填于上述矿物粒间。主要成分和次要成分含量：蚀变斜长石~50%，辉石35%~40%，石英5%~10%；副矿物：钛铁矿(~5%)和少量磷灰石。岩石可定名为蚀变石英辉长辉绿岩。
砂屑硅质白云岩样品11HB14和12SNJ19采自鹰窝洞河剖面大岩坪组，采样点位于木鱼坪-鹰窝洞河-徐家庄的公路边、徐家庄南约2.5km的山梁上。点上所见为紫红色灰岩-杂砂岩组合，是大岩坪组典型岩性，具有浊积岩的特征，发育粒序层理、包卷层理、冲刷充填构造和爬升交错层理等(图 3c)，见有滑塌产生的泥砾岩层。该采样点以南见大岩坪组岩性变为一套杂砾岩，其中有半米尺度的白云岩砾石，砾石成分复杂，分选、圆度差，有砂岩、泥岩夹层，为近源浊积岩。大岩坪组顶部为一套透镜状叠层石灰岩。对该测年样品进行了显微镜下薄片鉴定，岩石具有含砂粒砂屑结构，层状构造。其矿物成分特征：岩石主要由砂屑、胶结物和少量陆源碎屑、火山碎屑组成。砂屑由白云石和少部分硅质组成，呈次棱角-次圆状，且长轴顺层分布，粒径0.2~1.85mm。陆源碎屑为砂粒和少量砾石，成分为石英、泥岩、泥硅质岩、硅泥质岩、钾长石等，呈次棱角-次圆状，长轴亦顺层分布，砂粒0.15~2mm，砾石粒径2~2.8mm。火山碎屑为玄武质岩屑，呈棱角-次棱角状，粒径0.35~1.25mm。胶结物为方解石和少量硅质，充填上述碎屑孔隙间。主要成分和次要成分含量：砂屑~75%；陆源碎屑：砾石＜5%，砂粒~10%；火山碎屑：岩屑＜5%；胶结物：方解石5%~10%，硅质＜5%。岩石可定名为含砂粒砂屑硅质白云岩(图 3d)。
5 实验方法和测年结果 5.1 实验方法野外分别采集新鲜的凝灰岩样品(11HB06-3)10kg、辉长辉绿岩样品(11HB24)30kg和砂屑硅质白云岩样品(11HB14、12SNJ19)5kg左右，首先用水将样品表面清洗并晾干、粉碎至80目(注：因凝灰岩样品11HB06-3呈泥土状，粉碎之前未经过水洗过程)，然后经过用水粗淘、强磁分选、电磁分选和用酒精细淘之后，在实体显微镜下手工挑选出锆石，并从辉长辉绿岩样品(11HB24)中选出了斜锆石。锆石和斜锆石分选工作在河北省廊坊宇能岩石矿物分选技术服务有限公司完成。
从凝灰岩样品(11HB06-3)中选出的锆石呈无色透明短柱状自型晶体，晶体长/宽比为1.5/1~2/1，长轴长度为80~150μm；阴极荧光图像显示为典型的岩浆锆石，发育振荡环带内部结构(图 4a-f)。从辉绿岩样品(11HB24)中分选出了锆石和斜锆石，锆石为无色透明长柱状晶体，粒度较小，长轴一般在50~100μm，晶体长/宽比通常为2/1~3/1，分选出的锆石可能在分选过程中发生了破碎，晶体显得不完整，晶体的长/宽比实际可能更大；阴极荧光图像显示，锆石内部发育不规则板状分带、为典型基性岩中锆石特征(图 4g-k)。斜锆石为浅黄绿色透明片柱状晶体，柱体不完整，可能在粉碎分选过程中发生了碎裂，柱体表面有平行的生长纹，晶体粒度变化较大，晶体短轴20~80μm，长轴方向可达50~120μm；阴极荧光照片显示，斜锆石不同晶体之间阴极发光明、暗差异较大，内部分带弱、个别颗粒显示不规则的条带状分带特征(图 4l-m)。从砂屑硅质白云岩样品(11HB14、12SNJ19)选出了大量碎屑锆石，呈浑圆短柱状，长轴与短轴比一般在2/1左右，粒度变化大：长轴尺度一般在60~150μm，显示明显的在流水搬运过程中磨蚀的特征(图 4n)。
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图 4 测年样品锆石和斜锆石CL图像和透射光显微照片 (a-f)-凝灰岩样品(11HB06-3)中锆石CL图像; (g-k)-辉长辉绿岩样品(11HB24)中锆石CL图像; (l-m)-辉长辉绿岩样品(11HB24)中斜锆石CL图像; (n)-砂屑硅质白云岩样品(11HB14)中锆石显微照片.图中所标注的年龄值，除了(g-k)为206Pb/238U表面年龄外，其他均为207Pb/206Pb表面年龄.线段比例尺长度为20μm Fig. 4 Cathodoluminescence images and photomicrographs of the dating zircons and baddeleyites |
锆石U-Th-Pb同位素测年采用激光烧蚀多接收器电感耦合等离子体质谱法(LA-MC-ICPMS)、斜锆石U-Th-Pb同位素测年采用二次离子探针质谱法(SIMS)。
在天津地质矿产研究所同位素实验室利用激光烧蚀多接收器等离子体质谱仪(LA-MC-ICPMS)进行锆石微区原位U-Th-Pb同位素测定，仪器配置和试验流程参见李怀坤等(2010)。采用GJ-1作为外部锆石年龄标准进行U、Pb同位素分馏校正(Jackson et al., 2004)。采用中国地质大学刘勇胜博士研发的ICPMSDataCal程序(Liu et al., 2010)和Ludwig的Isoplot程序(Ludwig, 2003)进行数据处理，采用208Pb校正法对普通铅进行校正(Anderson, 2002)。利用NIST612玻璃标样作为外标计算锆石样品的Pb、U、Th含量。另外，凝灰岩样品(11HB06-3)还利用中国地质科学院矿产资源研究所的LA-MC-ICPMS进行了U-Th-Pb同位素测定，其测试流程见侯可军等(2009)，与天津地质矿产研究所同位素实验室的流程基本一致，只是前者使用的是213nm固体激光器，而后者使用的是193nm准分子激光器。
斜锆石U、Th、Pb同位素测定在中国科学院地质与地球物理研究所CAMECA IMS-1280二次离子质谱仪(SIMS)上进行，详细分析方法见Li et al. (2010)。斜锆石SIMS测年方法：将斜锆石样品颗粒和斜锆石标样Phalaborwa (Heaman and LeCheminant, 1993；Heaman，2009)浇铸在环氧树脂靶上，然后抛光至斜锆石的核部。对斜锆石进行透射光和反射光显微照相以及阴极发光图象分析，以检查斜锆石的内部结构、帮助选择适宜的测试点位。样品靶在真空下镀金以备分析。斜锆石标样与斜锆石样品以1:3比例交替测定。U-Th-Pb同位素比值用标准斜锆石Phalaborwa (2059.6Ma，Heaman and LeCheminant, 1993；Heaman，2009)校正获得，U、Pb含量采用标准斜锆石Phalaborwa (U：(370±33)×10-6, 1σ；Pb：(140±12)×10-6，1σ)校正获得，普通Pb校正采用实测的204Pb值。由于测得的普通Pb含量非常低，假定普通Pb主要来源于制样过程中带入的表面Pb污染，以现代地壳的平均Pb同位素组成(Stacey and Kramers, 1975)作为普通Pb组成进行校正。同位素比值及年龄误差均为1σ。数据结果处理采用ISOPLOT/Ex v. 2.49软件(Ludwig, 2001)。
5.2 测年结果野马河组中部凝灰岩(11HB06-3)锆石U-Th-Pb同位素分析结果见表 1和图 5。该样品采自神农架群标准剖面，对于神农架群年代格架的标定具有非常重要的价值，因此我们在两个实验室对其进行了锆石U-Pb同位素年龄测定。首先在中国地质科学院矿产资源研究所LA-MC-ICP-MS实验室(下文以“BJ”代表该实验室)进行了U-Pb同位素年龄测定，然后又在天津地质矿产研究所同位素实验室(下文以“TJ”代表该实验室)进行了验证性重复测定，获得了在误差范围内完全一致的结果。在实验室“BJ”对凝灰岩样品11HB06-3共测定了108个锆石U-Th-Pb同位素数据点(表 1、图 5a)，除了5个测点具有较大的年龄值(它们的207Pb/ 206Pb表面年龄分别为点31：1392Ma、点38：2675Ma、点40：1808Ma、点46：2064Ma和点98：2070Ma)可能为捕获或继承锆石外，其他全部数据点基本落在一条不一致线上，该不一致线与谐和线的上交点年龄为1215.8±2.4Ma；在实验室“TJ”对11HB06-3进行了56个U-Th-Pb同位素数据点的测定(表 1和图 5b)，除了3个点明显具有较大的年龄值(它们的207Pb/206Pb表面年龄分别为点28：1767Ma、点33：1987Ma和点56：1554Ma)，其他数据点基本都落在一条不一致线上，该不一致线与谐和线的上交点年龄为1223.5±7.2Ma，与在实验室“BJ”测定结果在误差范围内是一致的。我们选取1215.8±2.4Ma作为该凝灰岩的形成年龄，它代表神农架群上亚群野马河组沉积时的一次火山喷发的时代。
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表 1 野马河组凝灰岩样品11HB06-3锆石U-Th-Pb同位素测定结果 Table 1 U-Th-Pb isotopic data of zircons from tuff sample 11HB06-3 of the Yemahe Formation |
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图 5 野马河组凝灰岩样品11HB06-3锆石U-Pb年龄谐和图 (a)-在实验室“BJ”测定结果; (b)-在实验室“TJ”测定结果 Fig. 5 U-Pb concordias of zircons from tuff sample 11HB06-3 of the Yemahe Formation |
辉长辉绿岩样品11HB24锆石U-Th-Pb同位素测定在实验室“TJ”完成，测年结果见表 2和图 6。共测定了24个U-Th-Pb同位素数据点，除了5个点(点2、17、18、19和24)可能由于铅丢失或实验偏差导致不同程度的偏高或偏低，其他19个点的206Pb/238U表面年龄加权平均年龄为1083.2±4.6Ma。该辉长辉绿岩样品11HB24斜锆石的SIMS U-Pb测年结果见表 3和图 7。共测定了25个U-Th-Pb同位素数据点，U-Pb年龄谐和度均比较好，其中21个点的谐和度在95至105之间，其他4个点偏出95~105区间。全部数据点具有非常一致的207Pb/206Pb表面年龄，它们的加权平均值为1115±9Ma (95% conf.，MSWD=1.8)。斜锆石年龄比锆石年龄老了~30Ma，这符合斜锆石和锆石这两种矿物在岩浆中结晶的先后顺序，斜锆石年龄代表基性岩浆早期结晶的时代，而锆石年龄代表其晚期冷却结晶的时代。
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表 2 侵入石槽河组的辉长辉绿岩样品11HB24锆石U-Th-Pb同位素测定结果 Table 2 U-Th-Pb isotopic data of zircons from gabbro-diabase sample 11HB24 intruding the Shicaohe Formation |
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图 6 侵入石槽河组辉长辉绿岩样品11HB24锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 6 U-Pb concordia of zircons from gabbro-diabase sample 11HB24 intruding the Shicaohe Formation |
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表 3 侵入石槽河组的辉长辉绿岩样品11HB24斜锆石U-Th-Pb同位素测定结果 Table 3 U-Th-Pb isotopic data of baddeleyites from gabbro-diabase sample 11HB24 intuding the Shicaohe Formation |
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图 7 侵入石槽河组辉长辉绿岩样品11HB24斜锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 7 U-Pb concordia of baddeleyites from gabbro-diabase sample 11HB24 intruding the Shicaohe Formation |
砂屑硅质白云岩样品11HB14和12SNJ19分别为2011年和2012年采集的两件样品，采自同一个露头的相邻层位，前者在实验室“BJ”、后者在实验室“TJ”进行了锆石U-Th-Pb同位素测定，结果见表 4和图 8。对11HB14共测定了109个锆石U-Th-Pb同位素数据点，其中98个点(占全部数据点的90%)具有比较谐和的年龄值--谐和度在95%~105%范围内，仅有11个点(占全部数据点的10%)的谐和度不同程度的低于95%--显示不同程度的放射成因Pb丢失。68号点的年龄值非常小，其206Pb/238U表面年龄为224Ma，很可能是在样品粉碎或单矿物分选过程中混入的锆石。该样品的碎屑锆石年龄谱主要集中在1325~3310Ma区间内；只有1个点较年轻，年龄为1086Ma (属于小概率事件，没有实际地质意义)，结合上述神农架群上亚群野马河组凝灰岩样品11HB06-3和侵入石槽河组的辉长辉绿岩样品11HB24的锆石和斜锆石U-Pb年龄结果分析，该年龄为1086Ma的锆石也很可能是样品加工处理过程中混入的。从谐和图(图 8a)可以直观地看出，该样品的碎屑锆石来源区具有4个比较强烈的产生锆石的热事件，对应的热事件年龄分别为1398±20Ma (MSWD=3.1，n=5)、1836.8±3.4Ma (MSWD=1.9，n=23)、2068.6±4.2Ma (MSWD=2.2，n=18)和2672±15Ma (MSWD=6.2，n=10)。从年龄直方图(图 8b)也可以直观的看出，该碎屑锆石年龄谱具有4个峰值：1459Ma、1841Ma、2067Ma和2669Ma，与其源区4个比较强烈的锆石形成热事件相对应。该碎屑锆石U-Pb年龄谱中最小的一个峰值1398±20Ma制约了大岩坪组的最大年龄为1400Ma，由于大岩坪组之下的神农架群的最底部的鹰窝洞组为一套碳酸盐岩，其沉积时限不会很长，因此推断神农架群底界年龄可能在1400Ma左右，可见在没有获得直接的可以标定神农架群的底界年龄的火山岩年龄的情况下，该碎屑锆石年龄数据显得尤为重要，因此我们在样品11HB14的同一个采样点的相邻层位进行了重复取样(12SNJ19)并进行了验证性锆石U-Pb年龄测定。对12SNJ19共测定了108个锆石U-Th-Pb同位素数据点，其中86个点(占全部数据点的80%)具有基本谐和的年龄值--谐和度在95%~105%范围内，另外22个点(占全部数据点的20%)的谐和度不同程度的低于95%--显示不同程度的放射成因Pb丢失。该样品的碎屑锆石年龄谱范围为1324~3108Ma。从谐和图(图 8c)可以直观地看出，该样品的碎屑锆石来源区具有4期比较强烈的产生锆石的热事件：1385±19Ma (MSWD=3.9，n=5)、1837.5±8.3Ma (MSWD=0.81，n=20)、2063±12Ma (MSWD=4.6，n=33)和2669±11Ma (MSWD=1.8，n=6)。从年龄直方图(图 8d)也可以直观的看出，该碎屑锆石年龄谱的4个峰值：1429Ma、1835Ma、2065Ma和2676Ma。
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表 4 大岩坪组砂屑硅质白云岩样品11HB14和12SNJ19碎屑锆石U-Th-Pb同位素测定结果 Table 4 U-Th-Pb isotopic data of detrital zircons from silicious dolarenite samples 11HB14 and 12SNJ19 of the Dayanping Formation |
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图 8 大岩坪组砂屑硅质白云岩样品11HB14和12SNJ19碎屑锆石U-Pb年龄谐和图和统计直方图 (a、b)-样品11HB14在实验室“BJ”测定结果; (c、d)-样品12SNJ19在实验室“TJ”测定结果 Fig. 8 U-Pb concordias and age histograms of detrital zircons from silicious dolarenite samples 11HB14 and 12SNJ19 of the Dayanping Formation |
扬子地区的早前寒武纪记录主要包括崆岭杂岩、黄土岭麻粒岩、鱼洞子杂岩(群)、后河杂岩等。Zhao (2012)对这些早前寒武纪岩石记录的年代学研究进展进行了详细的综述，这里将其简要概述如下。
位于神农架南东邻区的崆岭杂岩主要由太古代TTG质片麻岩和变质沉积岩组成，在其北侧被1.85Ga的犬其天花岗岩侵入。TTG和变质沉积岩的变质程度均达到高角闪岩相至麻粒岩相。已有的测年资料表明，崆岭杂岩的TTG质岩石主要就位时间为3.0~2.9Ga，并在2.73Ga和2.0Ga发生两次明显的变质作用(Gao and Zhang, 1990; Gao et al., 1999, 2011; Qiu et al., 2000; Zhang et al., 2006a, b; Zheng and Zhang, 2007; Jiao et al., 2009; Peng et al., 2009, 2012; Wu et al., 2009)。另外，也有少量的TTG侵入发生在3.3~3.2Ga (Jiao et al., 2009)，这可以从3218±13Ma的英云闪长岩条带以及在3.0~2.9Ga的奥长花岗岩中获得大量的3.3~3.2Ga的继承性锆石得到证明(Qiu et al., 2000; Gao et al., 2011)。黄土岭麻粒岩出露于北大别地区罗田花岗质混合片麻岩穹隆的核心部位，是一个大约10m长的透镜体。Sun et al.(2008)和Wu et al (2008)研究表明，黄土岭麻粒岩中的锆石普遍具有核幔结构，核部具有震荡环带、高的Th/U比值和富集HREE的特征，表明核部锆石是岩浆结晶作用形成；而锆石的幔部，具有柱状环带结构、低的Th/U比值以及负的Eu异常和较平坦的HREE配分模式，表明锆石的幔部属于变质作用形成。从锆石的测年结果看，核部具有比较一致的207Pb/206Pb表面年龄，分布在2.75~2.70Ga之间。而幔部年龄为2.0Ga左右，表明2.0Ga是发生超高温变质的时间(Sun et al., 2008; Wu et al., 2008)。位于扬子北缘碧口地体的鱼洞子杂岩(群)，长期以来被认为是扬子克拉通的新太古代基底，它主要由斜长角闪岩、淡色片麻岩、石英岩和条带状含铁建造(BIF)、绿片岩、片岩以及TTG质片麻岩和淡色花岗岩组成(张宗清等, 2001)；张宗清等(2001)获得13个样品的全岩Sm-Nd等时线年龄为2688±100Ma，另外还获得淡色花岗岩的锆石U-Pb测年的上交点年龄为2693±9Ma。后河杂岩位于陕西省米仓山地区，崆岭杂岩的西北350km。后河杂岩被绿片岩相变质的中新元古代的火地亚群不整合覆盖，主要由灰色片麻岩和少量的斜长角闪岩和大理岩组成(Gao and Zhang, 1990; Ling et al., 2003)；在这套杂岩中，获得灰色片麻岩的锆石U-Pb年龄为2081±9Ma (Wu et al., 2012)，这一年龄被认为代表了灰色片麻岩的就位年龄。
综合上述，可以看出，扬子地区早前寒武纪岩浆-热事件主要集中在1.8~2.0Ga、2.5Ga、2.7Ga等三个阶段，与我国主要大陆块体如华北、塔里木等显示相似的特征(Zhang et al., 2007, 2012; Zhao, 2012)。另外还有少量的大于3.0Ga甚至是冥古宙时期的岩浆-热事件(Zheng and Zhang, 2007)。
神农架群大岩坪组砂屑硅质白云岩(11HB14和12SNJ19)锆石U-Pb年龄出现最小的一个峰值约为1400Ma，由于大岩坪组之下的神农架群的最底部的鹰窝洞组为一套碳酸盐岩，其沉积时限不会很长，因此推断神农架群底界年龄可能在1400Ma左右，这一年龄恰好是中元古代盖层纪和延展纪的界线年龄。从碎屑锆石U-Pb年龄统计结果可看出，在1.4Ga、1.8Ga、2.1Ga、2.7Ga出现明显的峰。在扬子西缘地区的中元古代昆阳群碎屑岩中，也出现了大量的1.4Ga左右的锆石，这些碎屑物被认为可能是从华夏地块搬运而来(李怀坤等，2013)。迄今为止，尽管在扬子地区不同时代的前寒武纪碎屑岩中发现大量的1.4Ga的锆石，但尚没有发现确切的1.4Ga的地质体。在华夏地区，Li et al.(2008)报道了海南岛抱板地区1.43Ga的花岗岩，表明在华夏地区存在1.4Ga的岩浆活动，该期岩浆活动与Laurentia古陆有相似之处(Li et al., 2008)。表明，神农架群早期的碎屑物可能部分来源于华夏地区或是Laurentia古陆。我们清楚地认识到这一推测尚需要更多的证据来支持，因为有研究认为在中元古代晚期，华夏和扬子尚没有形成统一的华南板块(Li et al., 2008)。
而其他三个统计峰值(1.8Ga、2.1Ga、2.7Ga)与扬子地区早前寒武纪的岩浆记录具有很好的耦合关系，表明神农架群的碎屑物质主体来自扬子古老基底的剥蚀、搬运和沉积。综合上述，我们推测，神农架群的碎屑物主要来自扬子古老基底的剥蚀、搬运和再沉积，但不排除可能有部分碎屑物来源于华夏地块的基底或是Laurentia古陆。
6.2 神农架群时代的限定从我们的测试结果分析，神农架群的沉积时代最早不超过1.4Ga。野马河组中凝灰岩样品，分别在不同的实验室测试，获得一致的年龄，表明这一年龄准确可靠，野马河组的沉积时代大致在1220Ma。侵入于石槽河组中的辉长辉绿岩斜锆石年龄(1115±9Ma)，表明石槽河组的沉积时间应早于1115Ma。另外，Qiu et al.(2011)报道的郑家垭组火山岩锆石U-Pb年龄为1103±8Ma，表明神农架群的顶界大致结束于1.1Ga左右。综合上述，我们可以将神农架群的沉积时代限定在1400~1100Ma之间。
6.3 神农架群的构造意义我们注意到在北美地区、非洲以及南极洲地区发育了大量中元古代晚期的基性岩墙群，包括加拿大东部格林威尔省基性岩墙和岩床(1177±5Ma)(Ernst, 2007)、加拿大西北地区Slave基性岩墙(1167±11Ma)(LeCheminant et al., 2007)、格林兰地盾区的巨型岩墙(1163±2Ma)(Buchan et al., 2001, Upton et al., 2003)、加拿大Superior省地区的巨型基性岩墙群(1140.6±2Ma)(Buchan and Ernst, 2004)、非洲中南部Kalahari克拉通内部及南极洲Grunehogna地区1112~1106Ma基性岩墙群(Hanson et al., 2006)、美国西南地区(Laurentia西南部)1087~1100Ma的基性岩墙和岩床、澳大利亚中西部地区1076±3Ma的基性岩墙群等等。本次工作在侵入于石槽河组的基性岩墙中获得1100Ma左右(斜锆石年龄为1115Ma，锆石年龄为1083Ma)的年龄，是迄今为止在扬子地区发现的最可靠的这一时代的基性岩墙侵入事件，和北美大陆、非洲、澳大利亚以及南极洲地区这一时期的基性岩墙侵入事件可以完全对比，表明它们可能是同一构造动力学背景下的产物，是否和全球性超级地幔柱事件有关，还需要做进一步的研究(Ernst，2007；Ernst et al., 2008)。Qiu et al.(2011)报导了神农架群郑家垭组火山岩的年龄及地球化学特征，认为其中的火山岩分为二个单元，一是来自亏损软流圈地幔类似OIB的玄武岩，二是具有岛弧特征的钙碱性的玄武岩。Qiu et al.(2011)认为，这一时期的火山岩及相关的岩浆事件，是扬子和澳大利亚汇聚过程中的产物。我们觉得，就目前的资料，尚难对这一时期的玄武质岩浆事件的构造背景做出准确判断。
从神农架地区地层基本格架分析，马槽园群角度不整合在神农架群之上。依据郑家垭组安山岩的锆石U-Pb年龄以及初步确定马槽园群的时代为1000~800Ma，可以推测这一不整合面代表的构造事件大约在1.1~1.0Ga。这一构造事件和全球性的Rodinia超大陆汇聚时间完全一致。依据我们最新的研究(李怀坤等，2013)，扬子和华夏最早发生拼合的时间是1.0Ga，并最终于830~820Ma期间两个大陆块体发生完全拼合。因此，神农架群和马槽园群角度不整合关系，可能代表了扬子和华夏最早发生拼合的构造事件，是Rodinia超大陆汇聚事件在华南的表现。另外，神农架群碎屑岩中1.8Ga的年龄峰值，以及其他地区发现的1.8Ga的构造热事件(Zhao, 2012)，可能是Columbia超大陆的汇聚的响应(Zhao, 2012)。
对大岩坪组碎屑锆石年龄谱~1.45Ga年龄峰值的地质意义，前文已经指出它指示神农架群的碎屑物源可能部分来自华夏或劳伦；另一方面，神农架群中~1.45Ga的陆源物质的存在对扬子、华夏在Nuna (或Columbia)中的位置也可以提供一定的制约--目前对扬子、华夏在Nuna (或Columbia)中的位置有两种认识，一种观点认为华南和劳伦离得很远(如Zhao et al., 2011)，另一种观点基于华夏地块和劳伦大陆前寒武纪地质之间的联系(Li et al., 2008)将华夏置于劳伦和南极之间(Zhang et al., 2012)。鉴于其他大陆缺少能够提供大量中元古代~1.45Ga碎屑锆石的证据，本文研究资料倾向于支持Zhang et al. (2012)的Nuna (Columbia)重建方案。
7 结论综合区域地质及最新的年代学资料，我们得出以下主要结论：
(1)神农架群下部层位中最年轻的碎屑锆石U-Pb年龄为1.4Ga左右，上部野马河组中凝灰岩锆石U-Pb年龄为1.2Ga以及侵入于石槽河组中的基性岩床年龄为1.1Ga左右，结合顶部郑家垭组安山岩样品的锆石U-Pb年龄(1.1Ga左右)，可以将神农架群的沉积时代严格限定在1.4~1.1Ga之间。
(2)神农架群和马槽园群之间的角度不整合面大致确定在1.1~1.0Ga之间，这一不整合面可能代表了扬子与华夏之间最早发生拼合的构造事件、是Rodinia超大陆汇聚事件的构造响应。
(3)侵入于石槽河组的基性岩墙时代为1115~1083Ma，这一期基性岩侵入事件在劳伦、非洲、澳大利亚以及南极洲都有记录。这一期基性岩墙事件是与全球性超级地幔柱活动有关还是形成于扬子与华夏汇聚过程中的岛弧背景，尚需要进一步工作。
(4)神农架群沉积时代的确定，为建立我国1.4~1.1Ga期间的标准地层剖面提供了可能的候选剖面。
(5)神农架群碎屑锆石年龄资料支持华夏地块在Columbia超大陆中可能位于劳伦和南极之间的看法。
致谢 野外调研工作得到湖北省国土资源厅地质环境处曹微副处长、神农架国家级自然保护区管理局廖明尧局长、神农架国家地质公园管理局办公室钟权先生、三峡大学郎煜华教授等的大力支持和帮助；锆石和斜锆石U-Pb同位素测年得到中国地质科学院矿产资源研究所侯可军博士、中国科学院地质与地球物理研究所李秋立博士等的帮助；任纪舜院士对我们的研究工作给予了长期的指导和帮助；张世红教授提出了非常宝贵的修改意见；参加野外工作的还有王惠初、周红英、崔玉荣、张永清、初航和任云伟等；在此一并致以诚挚的感谢。| [] | Anderson T. 2002. Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report 204Pb. Chemical Geology, 192(1-2): 59–79. DOI:10.1016/S0009-2541(02)00195-X |
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