江南造山带新元古代中期（830～750 Ma）岩浆活动及对构造演化的制约

邓　奇， 王　剑*， 汪正江 崔晓庄， 施美凤杜秋定， 马　龙 廖世勇 任光明

江南造山带新元古代中期（830～750 Ma）岩浆活动及对构造演化的制约

邓奇1，2， 王剑1，2*， 汪正江1， 崔晓庄1，2， 施美凤1，杜秋定1，2， 马龙1， 廖世勇1， 任光明1

（1.中国地质调查局 成都地质调查中心， 四川 成都 610081； 2.国土资源部 沉积盆地与油气资源重点实验室，四川 成都 610081）

连接扬子地块和华夏地块的江南造山带是华南前寒武纪最重要的构造单元， 其形成和演化长期以来备受关注。在江南造山带的范围内广泛发育了新元古代岩浆岩， 它们是探讨江南造山带构造演化的重要对象， 但其成因和形成的构造背景却备受争论。本文系统收集和分析了江南造山带830～820 Ma花岗岩、800～780 Ma酸性岩和800～750 Ma基性岩的地球化学数据。研究表明， 不同时间段的岩石成因类型存在系统差异， 830～820 Ma的花岗岩主要为S型花岗岩， 800～780 Ma的酸性岩主要为A型酸性岩， 而800～750 Ma的基性岩以拉斑系列和碱性系列为主， 并在构造判别图中显示了板内玄武岩（WPB）和洋中脊玄武岩（MORB）的特征。综合同位素年代学、岩石地球化学和沉积学等学科领域的研究成果我们认为： 扬子北缘和西缘应先于东南缘在1000～900 Ma期间发生碰撞， 而此时的东南缘仍为活动大陆边缘； 直到～830 Ma， 扬子地块与华夏地块沿江南造山带发生拼贴， 但只是陆¯弧¯（微）陆之间的“软碰撞”， 而无山脉隆升和高级变质作用， 各个块体之间处于“联而不合”的状态， 大洋岩石圈拆沉之后的软流圈上涌和由拆沉所引起的拉张作用导致了上覆岩石圈和陆壳发生部分熔融， 产生了江南造山带830～820 Ma的S型花岗岩； 随着全球Rodinia超大陆的裂解， ～820 Ma， 华南裂谷盆地开启， 并在随后的裂解过程中发育了大量与伸展有关的800～780 Ma A型酸性岩和基性岩脉/墙， 而其明显高于同时代MORB源区的地幔潜能温度显示， 导致 Rodina 超大陆裂解的地幔柱可能对该时期岩浆岩的地幔源区有一定影响； 随着拉张作用的不断加强， 出现了760～750 Ma碱性系列和具MORB特征的基性岩， 此时的软流圈地幔既提供热量又有物质供应。

新元古代中期； S型花岗岩； A型酸性岩； 基性岩； 软碰撞； 江南造山带； 华南

0 引 言

华南由扬子地块和华夏地块构成， 是Rodinia超大陆的重要组成部分（Li et al.， 1995， 1999， 2008a，2014； Wang and Li， 2003； 陆松年等， 2004； Zhou et al.， 2006a； Ernst et al.， 2008； Zheng et al.， 2008； Zhao and Cawood， 2012； Zhao and Guo， 2012； Wang et al.，2013a， 2015a， 2015b； Zhao， 2015）， 被认为保存了全球最完整的新元古代与 Rodinia超大陆早期裂解相关的岩浆活动和沉积记录（Wang and Li， 2003； Li et al.， 2008a， 2008b； Wang et al.， 2008a； Deng et al.， 2013；Wang et al.， 2015a）， 是该时期地质研究的重要载体。

连接扬子地块和华夏地块的江南造山带由于处于特殊的构造部位， 成为华南前寒武纪最重要的构造单元， 其形成和演化长期以来备受关注（Wang and Li， 2003； Wang et al.， 2004， 2006， 2007a， 2010； 2012a，2013b， 2014， 2015a； Li et al.， 2007， 2008b， 2008c，2008d， 2009， 2010b； Zheng et al.， 2008； Zhou et al.，2009； 高林志等， 2009； 薛怀民等， 2010； 王自强等，2012； Zhao， 2015）。主要体现在以下两个方面： 一是地块拼合时限， 二是之后的新元古代岩浆岩形成的构造背景及其动力学机制。

自“格林威尔运动（Grenvillian）”全球构造体系引入中国后， 一些学者将江南造山带与格林威尔造山带相对比， 认为形成江南造山带的造山运动与格林威尔运动同期（Li et al.， 1995， 2002a； 李江海和穆剑，1999）， 发生于1100～900 Ma（Li et al.， 2007， 2008a）。然而， 随着LA-ICP-MS和离子探针技术的广泛应用，江南造山带860 Ma左右的碎屑锆石被报道（Wang et al.， 2007a）， 使部分学者对江南造山带属格林威尔期造山带这一观点产生了质疑（Wang et al.， 2007a； 周金城， 2008）， 他们认为扬子与华夏的碰撞、拼合发生在860～800 Ma之间（如： ～830 Ma， Zhao et al.， 2011；860～820 Ma， Wang et al.， 2007a； 825～815 Ma， Zhao and Cawood， 2012； 830～800 Ma， Wang et al.， 2013b，2014）， 晚于全球格林威尔造山期（1300～900 Ma， Li et al.， 2008a）。

随着大量高精度同位素年代学数据的获得， 扬子与华夏拼合形成江南造山带的时限已得到了较好的约束， 但之后的新元古代岩浆岩成因和形成的构造背景却存在激烈争论（Li et al.， 2002b， 2003a，2008b， 2008c； Wang and Li， 2003； Zhou et al.， 2006a；Zheng et al.， 2008； Zhao et al.， 2011； Wang et al.，2012a）。目前， 对于华南广泛分布的新元古代岩浆岩的成因及其形成的构造背景存在多种解释， 其中最具代表性的有三种： 地幔柱-裂谷模式（Li et al.，2002a， 2002b， 2003a， 2003b， 2008a； Wang et al.，2007b， 2008a）、板片-岛弧模式（Zhou et al.， 2002a，2002b， 2006a， 2006b； Zhao et al.， 2011）和板块-裂谷模式（Zheng et al.， 2007， 2008）。而针对江南造山带，还有学者提出了双向俯冲-大洋板片下沉模式（Zhao，2015）和俯冲+地幔柱模式（Zhang et al.， 2013）。因此，有必要对这些岩浆岩进行更系统、更深入的研究。

众所周知， 由于受到源区性质、岩浆的形成和演化等多种因素影响， 花岗岩的成因类型与构造背景并非一一对应关系， 但如果在一个特定的时间和区域内， 某一类型的花岗岩占主导地位， 显然对构造背景有一定的指示意义。而直接源于地幔的基性岩浆， 特别是能够代表岩浆成分的玄武岩和一些快速冷却的基性岩脉或岩席， 其地球化学特征和同位素对不同构造环境变化的指示很敏感， 是判别岩浆成因与构造环境比较好的对象。

随着江南造山带新元古代演化历史研究的深入，一些关键的地质问题逐渐显露， 迫切需要从整体角度来考察江南造山带新元古代的构造演化， 而非仅仅局限于某一“热点”地区。鉴于此， 本文系统收集和分析了江南造山带830～820 Ma花岗岩、800～ 780 Ma酸性岩和800～750 Ma基性岩的地球化学数据， 并结合华南同期岩浆岩特征， 重点探讨江南造山带新元古代中期岩浆岩形成的构造背景及其动力学机制。

1　区域地质概况

江南造山带曾被称为“江南古陆”、“江南地块”、“江南地轴”、“江南地背斜”和“江南古岛弧带”（黄汲清， 1954； 郭令智等， 1963， 1996）， 主要由新元古代变火山-沉积岩系、新元古代花岗岩和少量镁铁质岩组成， 呈弧形跨越桂北、黔东、湘西、湘东北、赣北、皖南和浙北等地区， 长约1500 km， 宽约200 km （王剑等， 2001； 薛怀民等， 2010； 周金城等， 2014）（图1）。这套前寒武纪地质单元被区域不整合面分为上下两个次级单元： 其中下部单元变质程度较弱， 变形较强，在不同的省份分别称为四堡群、梵净山群、冷家溪群、双桥山群、上溪（溪口）群和双溪坞群。已发表数据表明， 四堡群、梵净山群、冷家溪群、双桥山群和上溪群的形成时限较为接近， 如四堡群为860～824 Ma（Wang et al.， 2007a； Yang et al.， 2015）、梵净山群为872～828 Ma（Zhou et al.， 2009； 周金城等，2014）、冷家溪群为879～823 Ma、双桥山群为879～828 Ma、上溪群为866～826 Ma（周金城等， 2014）， 而双溪坞群形成于926～890 Ma（Li et al.， 2009）； 上部单元变质变形程度均较弱， 对应上述下部单元的名称分别为丹洲群、下江群、板溪群（湘中为高涧群）、登山群、历口群和河上镇群， 主体形成于 820～715 Ma（Wang and Li， 2003； Du et al.， 2013； Lan et al.， 2014，2015； 汪正江等， 2015）（图1、6）， 沉积序列上反映了由陆变海、由浅海变深海的演化特征（王剑等， 2001；Wang and Li， 2003）。

在江南造山带的范围内， 广泛发育了新元古代岩浆岩， 它们是探讨江南造山带构造演化的重要对象。近年来， 随着观察研究的深入和分析技术的进步， 江南造山带中发育的岩浆岩基本都有了比较可信的年代学数据。从出露的范围（图1）和归纳的高精度年代学资料（表1）可以看出， 江南造山带发育的岩浆岩具有以下两个特征： 一是主要发育于新元古代中期， 即 830～750 Ma； 二是以酸性岩浆岩为主， 且主要集中在830～820 Ma和800～780 Ma这两个时间段， 不同时间段的岩石成因类型存在系统差异。下面， 我们将按时间段系统梳理岩浆岩的类型和成因，这对全面理解江南造山带乃至整个华南新元古代的构造演化历史有重要帮助。

图1　华南前寒武纪岩石分布图（据Zhao and Cawood， 2012改编）Fig.1 Geological map showing the distribution of Precambrian rocks in South China

表1　江南造山带新元古代岩浆岩锆石U-Pb年龄统计表Table 1 Compilation of zircon U-Pb ages of the Neoproterozoic igneous rocks from the Jiangnan Orogen

续表1：

续表1：

2　830～820 Ma S型花岗岩

830～820 Ma 花岗岩广泛分布于江南造山带内，这些花岗岩大多以含堇青石或白云母为特征。包括桂北的寨滚岩体、本洞岩体、峒马岩体、三防岩体、元宝山岩体（Li， 1999； Wang et al.， 2006）， 主要分为浅色含白云母花岗岩和花岗闪长岩两种类型。花岗闪长岩贫Si， K和Rb， 富Ca， Fe， Mg， Sr和Ba， 淡色花岗岩具更显著的负Eu异常（邱检生等， 2002； 周金城等， 2005）。黔东北的梵净山岩体（Zhao et al.， 2011；高林志等， 2011a； 王敏等， 2011）， 黔东南的摩天岭岩体（曾雯等， 2005； 高林志等， 2010）， 分别以白岗岩和黑云母花岗岩为主； 湘东北的张邦源岩体、罗里岩体、渭洞岩体、葛藤岭岩体、张坊岩体（马铁球等， 2009； 柏道远等 2009）， 主要为含堇青石或白云母的花岗闪长岩和含白云母的花岗岩； 赣北的九岭岩体（Li et al.， 2003a）和皖南的许村岩体、歙县岩体、休宁岩体（Li et al.， 2003a； Wu et al.， 2006； 薛怀民等，2010）， 主体为含堇青石的黑云母花岗闪长岩。

笔者系统收集了上述花岗类岩体的 114个地球化学数据， 由图 2可以看出， 只有少数样品的铝饱和指数（A/CNK）值在 1左右， 指示为过铝质或准铝质， 绝大多数样品的 A/CNK值均≥1.10， 平均值为1.27， 显示为强过铝质， 与普遍出现堇青石或白云母等指示矿物一致， 表明样品处于铝过饱和状态，具S型花岗岩的特点。

值得一提的是， 湘东北长三背和大围山岩体也为 S型花岗岩， 但其成岩年龄值得商榷。王孝磊等（2004）利用单颗粒锆石蒸发法测得长三背岩体的锆石207Pb/206Pb年龄分别为 745±4 Ma、789±2 Ma、929±6 Ma和2491±2 Ma， 并将929±6 Ma解释为岩体的成岩年龄。单颗粒锆石蒸发法对锆石颗粒的结构和纯度要求很高， 由于王孝磊等（2004）测得的年龄数据较为分散， 且同为侵入冷家溪群、岩性相似的葛藤岭岩体的锆石U-Pb年龄为833±8 Ma（马铁球等未发表数据， 转引自柏道远等， 2011）。因此本文推测，湘东北长三背和大围山S型花岗质岩石的年龄可能为830～820 Ma， 但这需要进一步年代学工作的验证。

图2　江南造山带830～820 Ma 花岗岩A/CNK-A/NK图（底图据Maniar and Piccoli， 1989）Fig.2 A/CNK vs. A/NK plot showing the aluminous nature of the 830～820 Ma granites in the Jiangnan Orogen

关于上述 S型花岗岩的成因有两种观点： 一种观点认为是碰撞后的造山带垮塌、软流圈岩浆上升而导致的地壳岩石的部分熔融（王孝磊等， 2006）； 另一种观点则认为是由地幔柱引起的大规模地壳深熔（Li et al.， 2003a）。其源区均认为来自四堡群及其相当层位的变质沉积岩（Li et al.， 2003a； 王孝磊等，2006）。这两种观点争论的关键是对冷家溪群（及相当地层）与板溪群（及相当地层）之间不整合面的性质有不同认识， 即造山与非造山。最近， Yang et al.（2015）对四堡群鱼西组下部、中部和丹洲群白竹组底部沉积岩的碎屑锆石进行了原位U-Pb和Hf-O同位素分析， 发现鱼西组中部和白竹组底部样品碎屑锆石的年龄谱及Hf-O同位素特征非常相似， 认为它们的沉积物源相同， 其之间的不整合面和 830～820 Ma 的岩浆活动均与～825 Ma地幔柱有关， 并非造山所致，并结合～850 Ma珍珠山双峰式火山岩（Li et al.，2010b）、港边碱性杂岩（Li et al.， 2010a）和～850 Ma出现低δ18O值锆石， 认为华南新元古代裂谷盆地始于～850 Ma。笔者认为不能排除这种解释的可能性， 但需要更多证据和更加深入对这个不整合面的性质进行研究， 如除四堡群和丹洲群之外的不整合面上下同期地层的沉积环境、盆地属性等方面的研究。

研究认为， S型花岗岩主要形成于碰撞-后碰撞阶段（Pearce et al.， 1984； Williamson et al.， 1996；Sylvester， 1998； Barbarin， 1999； Kalsbeek et al.， 2001），虽然 S型花岗岩可以由不同的动力学机制所致， 但从扬子与华夏块体的性质、冷家溪群及其相当地层的变质变形程度和野外地质关系（如侵入到发生紧密褶皱的冷家溪群中）来看， 目前江南造山带 830～820 Ma 的S型花岗岩可能用陆-弧-（微）陆之间“软碰撞”后的拉张垮塌解释更为合理（具体讨论见下文）。

3　800～780 Ma A型酸性岩

与 830～820 Ma S型花岗岩不同， 江南造山带800～780 Ma 的花岗岩主要分布于东段， 且伴随大量同期的酸性火山岩（表1）。侵入岩类以浙皖赣交界的灵山及莲花山岩体、浙西的白际山岩体和浙北的道林山岩体为代表， 主要岩性为钾长花岗岩和花岗斑岩； 火山岩以皖南历口群井潭组酸性火山岩、浙北上墅组酸性火山岩和浙西北虹赤村组中酸性火山岩为代表， 岩性主要为流纹斑岩和流纹岩。

从笔者收集的上述岩浆岩的地球化学数据来看，它们与 A型花岗岩的特征相似， 但因有部分样品的A/CNK值＞1.0， 显示为过铝质， 因此既有铝质A型酸性岩， 又有传统意义上的碱性A型酸性岩。总体上， 样品普遍高SiO2、高FeOT/（FeOT+MgO）比值、低Al2O3、MgO、CaO、MnO和P2O5， 部分富碱； 微量元素中富集Ga、Th、Nb、Zr、Y、REE， 贫Sr、P、Ti、Ba； 稀土元素总量较高， 轻稀土较富集， 重稀土平坦， 轻重稀土之间分异较弱， 并表现出强烈的负Eu异常。

10000×Ga/Al＞2.6和Zr+Nb+Ce+Y＞350 μg/g是A型花岗岩最有效的判别标准（Whalen et al.， 1987；吴福元等， 2007）。从10000×Ga/Al-（Zr+Nb+Ce+Y）图中可以看出， 除极个别例外， 绝大部分样品落在 A型花岗岩的范围内（图3a）。而A型花岗岩和高分异I、S型花岗岩在地球化学特征上有很多相似之处，可导致上述判别图解的失效， 因此要排除高分异I、S型花岗岩的可能性， 才能判定其为 A型花岗岩。相对于A型花岗岩， S型花岗岩具有更高的P2O5和更低的Na2O， 特别是随着S型花岗岩分异程度的增加， P2O5的含量也增加（King et al.， 1997； Chappell，1999）。相比高分异的S型花岗岩， 800～780 Ma 的酸性岩具有低得多的P2O5（绝大多数在0.01%～0.07%之间， 平均值为0.033%）， 可排除高分异S型花岗岩的可能。王强等（2000）通过对桐柏-大别造山带燕山晚期的过碱性和铝质A型花岗岩的研究提出， A型花岗岩的全铁含量一般较高（＞1.00%）， 而高分异I型花岗岩一般较低（＜1.00%）。在笔者收集的样品中， 绝大多数样品的全铁含量＞1.00%（0.72%～6.06%）， 平均值为2.64%， 显示出与高分异I型花岗岩不同的特征。

A型花岗岩具有比I、S型花岗岩更高的锆石饱和温度。根据Watson and Harrison（1983）的计算公式，笔者系统计算了江南造山带 800～780 Ma酸性岩和830～820 Ma S型花岗岩样品的锆石饱和温度。在Zr-锆石饱和温度图中（图4）， 830～820 Ma S型花岗岩样品的锆石饱和温度绝大多数在 830 ℃以下， 最小值仅为603 ℃， 平均值为779 ℃； 而800～780 Ma样品的锆石饱和温度绝大多数在 800 ℃以上， 最大值高达1054 ℃， 平均值为879 ℃， 远高于上述S型花岗岩和 King et al.（1997）计算的高分异 I型花岗岩764 ℃的锆石饱和温度， 属A型花岗岩。值得一提的是， 尽管上述800～780 Ma酸性岩的类型已经明确， 但个别岩体的形成时代还存在争议。例如， 薛怀民等（2010）报道的灵山岩体和莲花山岩体的年龄分别为823±18 Ma和814±26 Ma， 因此有学者认为其形成于 830～820 Ma（王自强等，2012）。然而， 薛怀民等（2010）所用的两个岩体的年龄均为上交点年龄， 且误差较大。另外， Zheng et al.（2008）报道的莲花山岩体的年龄为～780 Ma， 而笔者未发表的莲花山及灵山岩体的年龄分别为 792.8± 3.1 Ma和791.6±3.9 Ma（邓奇等， 待刊数据）。因此，莲花山和灵山岩体应为800～780 Ma期间岩浆活动的产物。

图3　江南造山带800～780 Ma酸性岩10000×Ga/Al-（Zr+Nb+Ce+Y）图解（a， 底图据Whalen et al.， 1987）和Nb-Y-Ce图解（b， 底图据Eby， 1992）Fig.3 10000×Ga/Al vs. Zr+Nb+Ce+Y （a） and Nb-Y-Ce （b） plots of acid rocks of 800～780 Ma in the Jiangnan Orogen

图4　江南造山带800～780 Ma A型酸性岩和830～820 Ma S型花岗岩Zr-锆石饱和温度图Fig.4 Zr vs. zircon saturated temperature plot of the 800～780 Ma acid rocks and 830～820 Ma granites in the Jiangnan Orogen

A型花岗岩的成因问题争论激烈， 迄今为止提出的模式多种多样（Collins et al.， 1982； Whalen et al.，1987； Eby， 1992； King et al.， 1997； Barbarin， 1999；Wu et al.， 2002； Yang et al.， 2006）， 但归结起来主要有以下 3种： （1）幔源玄武质岩浆的直接分离结晶；（2）幔源岩浆和壳源岩浆的混合； （3）地壳物质的部分熔融。应该指出， 由于这类岩石在形成过程中较为复杂， 任何单一的成因模式恐难以合理解释其成因。目前， 多数学者认为， A型花岗岩是以地壳物质的部分熔融为主， 多种物质来源和过程共同作用的结果。800～780 Ma A型酸性岩有正的锆石εHf（t）值和全岩εNd（t）值， 如Li et al.（2008b）报道的浙北道林山和上墅长英质岩石的εNd（t）值为4.5～7.0； Zheng et al. （2008）报道的皖南历口群井潭组英安岩和莲花山花岗岩的锆石 εHf（t）值分别为 1.1～6.8和 4.4～7.8；Wang et al. （2010）报道的道林山花岗岩的锆石εHf（t）值和全岩εNd（t）值分别为6.7～17.4和3.6～6.2， 因此笔者认为， 它们最有可能来源于早期初生地壳的部分熔融。

目前几乎所有的研究都认为， A型花岗岩的形成与伸展的构造背景有关， 是判断伸展背景的重要岩石学标志， 因为该类型花岗岩所要求的较高温度条件和较浅的岩浆形成深度大多只有在这一背景下才能得到满足（吴福元等， 2007）。根据Eby（1992）的A型花岗岩构造判别图解， 江南造山带800～780 Ma A型酸性岩毫无例外地都投在了A2的范围（图3b）， 表示其形成于后碰撞或后造山的伸展环境。另外， 整个华南在 800～780 Ma期间多处都发育与伸展有关的玄武岩或基性岩脉（墙）， 如江南造山带赣东北上墅组802±8 Ma玄武岩（Wang et al.， 2012a）、景德镇经公桥801±4 Ma辉长岩（Wang et al.， 2008c）， 扬子北缘宜昌晓峰802±10 Ma基性岩墙（Li et al.， 2004），扬子西缘苏雄组803±12 Ma OIB型碱性玄武岩（Li et al.， 2002b）、同德～800 Ma苦橄质基性岩（Li et al.，2010c）、喜德地区800～780 Ma辉绿岩脉（任光明等，2013； 崔晓庄等， 待刊数据）和康定瓦斯沟～780 Ma基性岩墙（林广春等， 2006）。因此我们认为， 该时期江南造山带以伸展构造体制为主。

4　800～750 Ma基性岩

前两个章节笔者分别讨论了江南造山带 830～820 Ma花岗岩和800～780 Ma 酸性岩的岩石类型、成因和构造背景， 但其产出的伸展构造环境仍有两种可能： 一是后碰撞（扬子与华夏）伸展-陆内裂谷，二是后碰撞（扬子与华夏）伸展-弧后裂谷。因此， 江南造山带800～750 Ma基性岩（其地球化学特征能较好反映其产出的构造背景）的性质显得尤为关键， 有必要对其进行较为系统的研究与总结。

本文收集的基性岩数据有桂北～760 Ma基性岩（葛文春等， 2000； Zhou et al.， 2004， 2007）、湘西760～750 Ma基性岩（Wang et al.， 2004； Zhou et al.， 2007；Wang et al.， 2008b）、赣东北景德镇经公桥801±4 Ma辉长岩（Wang et al.， 2008c）、浙北和赣东北800～790 Ma上墅组基性岩（Li et al.， 2008b； Wang et al.，2012a）、石耳山～790 Ma基性岩（Wang et al.， 2012a）、皖南铺岭组～760 Ma玄武岩（Wang et al.， 2012a）、皖南许村～800 Ma辉绿岩（Wang et al.， 2012a）、浙北道林山～790 Ma辉绿岩（Li et al.， 2008b）。由于篇幅有限，上述基性岩的主微量元素地球化学特征不做详细描述（可见相应参考文献）， 笔者利用几个重要参数，对其岩石类型、构造环境和岩石成因进行探讨。

在收集的样品中， 湘西黔阳、古丈和安江 760～750 Ma基性岩具有高的Nb/Y比值（0.88～3.06）， 在碱性玄武岩区域内， 其余样品的Nb/Y比值较低（0.04～0.67）， 落在亚碱性玄武岩区域（图略）。在 SiO2-FeOT/MgO图（图5a）中， 大部分样品都投于拉斑系列的区域内。在Zr-Zr/Y构造判别图（图5b）中， 大部分样品的Zr/Y值为3.4～14.9， 明显高于岛弧玄武岩而落在板内玄武岩的范围， 部分样品投于洋中脊玄武岩的区域内（均为～760 Ma拉斑系列）， 只有个别样品的Zr/Y值低而具岛弧玄武岩的特征。在Zr-TiO2图解（图5c）中也有类似的情况， 800～790 Ma的基性岩样品多投在WPB范围内， 760～750 Ma的基性岩除了碱性系列样品（落于WPB）外， 多数落在MORB玄武岩的范围内， 而均未表现出岛弧玄武岩的特征。在Ti-V相关图（图5d）上， 除了2个样品的Ti/V值＜20（13.0和19.5）， 其余样品的Ti/V值（20.1～344.3）均＞20，明显高于岛弧玄武岩。

可以看出， 江南造山带800～750 Ma的基性岩以拉斑系列和碱性系列为主。在构造判别图中， 800～790 Ma的基性岩以具有板内玄武岩特征为主， 而760～750 Ma的基性岩则分为两类： 碱性岩具板内玄武岩特征， 亚碱性系列的样品多投入MORB区（图5b、c）， 体现了从 800 Ma至 750 Ma， 基性岩由板内玄武岩特征向MORB特征转变的趋势， 可能代表着该时期南华盆地的伸展程度在逐渐增强， 这也与沉积学的研究结果相吻合（Wang and Li， 2003）， 即该时期沉积超覆的范围不断增大， 沉积环境的水体不断加深。

玄武质岩浆主要存在大陆岩石圈地幔和软流圈地幔两种源区。Fitton et al. （1988）对美国西部地区玄武岩的研究表明， 来自岩石圈地幔的玄武质岩浆的La/Nb＞1.5， 而软流圈地幔来源的岩浆的La/Nb＜1.5。Turner and Hawkesworth （1995）对全球大陆溢流玄武岩的统计研究显示， 玄武质岩浆的 CaO/Al2O3比值在MgO为8%～5%之间变化很小， 而由于受是否经历早期熔体抽取的影响， 来自大陆岩石圈地幔玄武岩的CaO/Al2O3比值通常较小（＜0.7）， 而软流圈地幔来源玄武岩的CaO/Al2O3比值较高（＞0.7）。本次收集的基性岩有如下特点： 几乎所有800～790 Ma基性岩的La/Nb和CaO/Al2O3（在条件范围内）比值均显示岩石圈地幔来源的特征（即 CaO/Al2O3＜0.7， La/Nb＞1.5），而 760～750 Ma基性岩既有岩石圈地幔来源的特征，又有软流圈地幔来源的特征。此外， La/Ta比值也是判断玄武质岩浆的微量元素指标（Thompson and Morrison，1988； Leat et al.， 1988）， 此次收集样品的La/Ta比值也反映出了与上述参数相似的特点， 即 800～790 Ma的基性岩 La/Ta＞22， 均值为 43.5， 体现岩石圈地幔来源的特征， 而 760～750 Ma基性岩为岩石圈地幔和软流圈地幔双重来源。

图5　江南造山带800～750 Ma基性岩SiO2-FeOT/MgO图解（a， 底图据 Miyashiro， 1974）； Zr-Zr/Y判别图（b， 底图据Pearce and Norry， 1979）； Zr-TiO2判别图（c）和Ti-V判别图（d， 底图据Shervais， 1982）Fig.5 SiO2vs. FeOT/MgO （a）， Zr vs. Zr/Y （b）， Zr vs. TiO2（c） and Ti vs. V （d） discrimination diagrams for the basic rocks of 800～750 Ma in the Jiangnan Orogen

锆石 εHf（t）值和全岩 εNd（t）值是反映岩浆幔源属性的重要指标， 江南造山带800～750 Ma基性岩的锆石 εHf（t）值和全岩 εNd（t）值多为正值， 表明这个时期的岩浆作用应以新生地幔物质的加入为主。Zheng et al. （2007）通过对华南～825 Ma和760～750 Ma的两期花岗质岩石的Hf-O同位素研究发现， 在～825 Ma岩浆作用时只有软流圈地幔的热量供应， 而在 760～750 Ma时既有地幔热量又有地幔物质供应， 这与上述讨论的基性岩随着时间的变化， 其反映的构造背景和幔源属性的变化趋势是相似的。

5　构造演化过程

江南造山带新元古代岩浆岩的时空格架和地球化学特征， 可为江南造山带新元古代的构造属性提供有效制约， 对其进行系统的研究， 是探讨构造环境、反演构造演化过程的重要手段。但由于该时期岩浆岩的复杂性与多样性， 近些年虽取得了不少成果， 但仍存在较大争论。究竟这些岩浆岩是产于由地幔柱或后造山垮塌作用所导致的陆内裂谷盆地， 还是产于由洋壳长期俯冲引起的弧后盆地是争论的焦点（Wang and Li，2003； Zhou et al.， 2006a； Li et al.， 2008a， 2008b； Zheng et al.， 2008； Zhao et al.， 2011； Wang et al.， 2012a）。

通过全面地综合岩石地球化学和区域地质特征，我们认为江南造山带 830～750 Ma岩浆岩主要形成于陆内裂谷盆地而非弧后裂谷盆地。理由如下： （1）江南造山带 800～750 Ma基性岩在不同的构造判别图中均以落在板内玄武岩的范围为主， 部分样品投于洋中脊玄武岩的区域内； （2）不仅仅是笔者收集的基性岩数据， 整个华南830～750 Ma的基性岩均以拉斑系列为主（李献华等， 2008； Wang et al.， 2009）， 这不同于钙碱性系列岩石占主导的岛弧和活动大陆边缘； （3）江南造山带乃至整个华南广泛分布了由玄武岩-流纹岩/英安岩组成的具陆内裂谷盆地典型特征的双峰式火山岩（王剑， 2000； Li et al.， 2003b）以及同期的花岗岩-基性超基性岩墙/岩席（Li et al.， 2003a），中性岩浆岩很少或缺失； （4）在～780 Ma之后， 扬子周缘出现了大规模低δ18O乃至负δ18O值锆石， 其最有可能形成于大陆裂谷岩浆作用及其相关的高温水岩反应（Zheng et al.， 2007； 张少兵和郑永飞， 2013；Yang et al.， 2015）。（5）王剑（2000）从沉积学和盆地分析入手， 系统研究了华南新元古代盆地的演化史，认为其具有典型的陆内裂谷盆地特征， 其研究成果表明， 代表盆地早期形成阶段的成因相组合有： 冲洪积相组合、陆相（或海相） 火山岩及火山碎屑岩相组合、滨浅海相沉积组合、淹没碳酸盐台地及欠补偿盆地黑色页岩相组合（王剑等， 2001； Wang and Li，2003）， 整体上反映了一个由陆到海的演化特征； （6）虽然江南造山带冷家溪群及其相当的基底地层与上覆板溪群及其相当的盖层之间有相对短暂的沉积间断，但是以目前发表的年龄数据来看， 扬子西缘与北缘至少还存在100 Ma的沉积间断（图6）， 长期俯冲的岛弧模式显然难以解释这种现象。

与江南造山带 830～750 Ma岩浆岩构造环境的判别一样， 其形成的地球动力学机制同样需要综合区域地质情况加以研究。如前所述， 我们认为江南造山带830～820 Ma 分布较为广泛且成岩时代较为一致的S型花岗岩的成因可解释为后碰撞的拉张垮塌， 其源岩熔融热源是在俯冲-碰撞作用后的伸展期， 因俯冲板片折断或岩石圈拆沉， 由随之上涌的地幔、底侵的玄武质岩浆所提供。但这有两种可能：一种是俯冲大洋岩石圈的拆沉； 一种是加厚下地壳镁铁超镁铁岩石相变为高密度的榴辉岩造成的大陆岩石圈拆沉。后者通常表现为陆-陆之间的“硬碰撞”而带来的山脉隆升、造山带岩石圈加厚并形成有“山根”， 发育高级变质作用， 地表则表现为长期的风化剥蚀。扬子地块是一个较小的陆块， 其动能小，且华夏块体的性质还有争议（是地块还是地块群？）（许效松等， 2012）， 因此其碰撞的强度应较弱。从前文所述的情况看， 江南造山带下部地层单位尽管变形较强（图7）， 但变质很弱， 上下地层单元之间也无长期风化剥蚀所致的沉积间断， 因此应为陆-弧-（微）陆之间的“软碰撞”（Zhao， 2015）， 无山脉隆升和高级变质作用， 各个块体之间处于“联而不合”的状态。由于块体边界的不规则性和不同位置构造驱动力的差异，“软碰撞”是穿时的， 造成了冷家溪群及其相当地层在不同地方的差异（如冷家溪群以紧密褶皱为主， 而四堡群主要为单斜地层）， 此时的岩浆岩主要由“软碰撞”后的大洋岩石圈的拆沉及随后的岩石圈拉张引起的裂谷所致。

图6　扬子地块周缘中-新元古代地层对比简图（据邓奇等， 2013改编）Fig.6 Correlation of the Meso-Neoproterozoic strata along the margins of the Yangtze Block

图7　湘北冷家溪群与板溪群典型野外照片Fig.7 Representative field photos of the Lengjiaxi Group and the Banxi Group in the northern Hunan

然而， 华南830～750 Ma玄武质岩石明显高于同时代 MORB源区的地幔潜能温度则难以用上述机制解释（李献华等， 2008； Wang et al.， 2009）， 如830～820 Ma的益阳科马提质玄武岩、碧口溢流玄武岩等。因此， 单一的成因机制恐难以合理解释区内较为复杂的岩石成因。吴福元等（2007）指出任何地质问题都应该将其置于大的宏观地质框架中才能开展真正的研究。在全球背景下， 通常认为， 这个时期是由超级地幔柱导致的Rodinia超大陆发生裂解的时期， 笔者认为， 江南造山带广泛发育的830～820 Ma花岗质岩石主要是由扬子与华夏“软碰撞”后的岩石圈地幔拆沉引起的， 但地幔柱可能对华南830～750 Ma岩浆岩的地幔源区有一定影响。

应该说华南新元古代中期的构造演化既是相对“独立”的， 又与 Rodinian超大陆的演化过程密不可分。综合近些年在同位素年代学、岩石地球化学和沉积学等学科领域的研究成果， 江南造山带新元古代中期构造演化过程可归纳如下（图8）：

（1） 约1000～900 Ma， 是Rodinia超大陆汇聚形成的阶段， 扬子地块周缘发生洋壳俯冲， 流体同时改变大陆岩石圈和俯冲的大洋岩石圈的性质。从目前的研究成果看， 扬子北缘和西缘存在格林威尔期的记录（Li et al.， 2002a； Greentree et al.， 2006； 张传恒等， 2007）， 扬子北缘和西缘应先于东南缘发生碰撞（1000～900 Ma）。大量的同位素定年数据已经否定了扬子东南缘的江南造山带是格林威尔期造山带，而岩石地球化学研究也表明， 此时的东南缘仍为活动大陆边缘， 在930～830 Ma期间沿江南造山带形成了以四堡群、梵净山群、冷家溪群、双桥山群、上溪（溪口）群和双溪坞群为代表的下部火山-沉积岩系及同期侵入岩（图8a）。

（2） 大约 830 Ma， 扬子地块与华夏地块沿江南造山带发生拼贴， 如前所述， 只是陆-弧-（微）陆之间的“软碰撞”， 无山脉隆升和高级变质作用， 各个块体之间处于“联而不合”的状态。在会聚高峰之后， 受改造的大洋岩石圈（密度变大）发生折断， 沉入软流圈， 软流圈物质沿拆沉所留下的空间上涌， 带来的热和由于拆沉所引起的拉张导致了上覆岩石圈和陆壳发生部分熔融， 产生了江南造山带830～820 Ma S型花岗岩（图8b）。约825 Ma， 随着Rodinia超大陆的裂解， 超级地幔柱对华南830～750 Ma岩浆岩的地幔源区有一定影响， 但此时的华南可能并不处于超级地幔柱的中心位置， 地幔柱对华南地幔源区的影响是有限的。

（3） 随着全球Rodinia超大陆的裂解， 大约820 Ma，华南裂谷盆地开启（Wang and Li， 2003）， 并在随后的裂解过程中发育了大量与伸展有关的800～780 Ma A型酸性岩和基性岩脉/墙， 而随着拉张作用的不断加强， 出现了760～750 Ma碱性系列和具MORB特征的基性岩， 此时软流圈地幔既提供热量又有物质供应， 裂谷盆地已全面打开， 并沉积了以丹洲群、下江群、板溪群、登山群、历口群和河上镇群为代表的上部裂谷系地层（图8c）。

图8　江南造山带新元古代构造演化图Fig.8 Cartoon showing the Neoproterozoic tectonic evolution of the Jiangnan Orogen

6　结 论

（1） 广泛分布于江南造山带内的 830～820 Ma花岗岩属 S型花岗岩， 它们由来自四堡群及其相当层位的变质沉积岩熔融而成； 从扬子与华夏块体的性质、冷家溪群及其相当地层的变质变形程度和野外地质关系（如侵入到发生紧密褶皱的冷家溪群中）来看， 江南造山带830～820 Ma S型花岗岩应由扬子地块与华夏地块“软碰撞”后的大洋石圈拆沉及随后的软流圈上涌和拉张作用所致。

（2） 江南造山带 800～780 Ma 的酸性岩主要分布于东段， 以 A型酸性岩为主， 具有正的锆石εHf（t）值和全岩εNd（t）值， 最有可能来源于早期初生地壳的部分熔融。结合前人的研究我们认为， 该时期江南造山带以伸展构造体制为主。

（3） 江南造山带800～750 Ma的基性岩以拉斑系列和碱性系列为主。地球化学分析显示， 800～790 Ma的基性岩来源于岩石圈地幔， 而760～750 Ma基性岩为岩石圈地幔和软流圈地幔双重来源。综合地球化学和区域地质特征我们认为， 这些基性岩主要形成于陆内裂谷盆地而非弧后裂谷盆地。

（4） 综合同位素年代学、岩石地球化学和沉积学等学科领域的研究成果我们认为： 扬子北缘和西缘应先于东南缘在1000～900 Ma期间发生碰撞， 而此时的东南缘仍为活动大陆边缘； 直到～830 Ma， 扬子地块与华夏地块沿江南造山带发生拼贴， 只是陆-弧-（微）陆的“软碰撞”， 而无山脉隆升和高级变质作用， 大洋岩石圈拆沉之后的软流圈上涌和由拆沉所引起的拉张作用导致了上覆岩石圈和陆壳发生部分熔融， 产生了江南造山带 830～820 Ma S型花岗岩；随着全球Rodinia超大陆的裂解， 大约820 Ma， 华南裂谷盆地开启， 并在随后的裂解过程中发育了大量与伸展有关的800～780 Ma A型酸性岩和基性岩脉/墙， 而随着拉张作用的不断加强， 出现了 760～750 Ma碱性系列和具 MORB特征的基性岩， 此时的软流圈地幔既提供热量又有物质供应。

致谢： 中国科学院地质与地球物理研究所李献华研究员对本文提出了建设性的修改意见， 在此深表感谢。

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Middle Neoproterozoic Magmatic Activities and Their Constraints on Tectonic Evolution of the Jiangnan Orogen

DENG Qi1，2， WANG Jian1，2*， WANG Zhengjiang1， CUI Xiaozhuang1，2， SHI Meifeng1，DU Qiuding1，2， MA Long1， LIAO Shiyong1and REN Guangming1
（1. Chengdu Center of Chinese Geological Survey， Chengdu 610081， Sichuan， China； 2. Key Laboratory for Sedimentary Basin and Oil and Gas Resources， Ministry of Land and Resources， Chengdu 610081， Sichuan，China）

The Jiangnan Orogen， which connects the Yangtze and Cathaysia Blocks， is the most important Precambrian tectonic unit in the South China. Due to its special tectonic location， the formation and evolution of the orogen has long been the focus of active researching and debating. Neoproterozoic magmatic rocks extensively developed within the Jiangnan Orogen. Although they are of crucial importance to discuss the tectonic evolution of the Jiangnan Orogen， their petrogenesis and tectonic setting remains ambiguous. The geochemical data from the Jiangnan Orogen， including the 830～820 Ma granites， 800～780 Ma acid rocks and 800～750 Ma basic rocks， are here systematically collected and analyzed. The results show that the petrogenesis is very distinct at given time intervals. The granites of 830～820 Ma mainly belong to S-type granites， and the acid rocks with age of 800～780 Ma are mainly A-type acidic rocks， while the basic rocks with age of 800～750 Ma display typical tholeiitic and alkaline affinities， and plot in the domains of intraplate basalts and ocean ridge basalts （MORB） in the tectonic discrimination diagrams. Synthesized with results of geochronological， geochemical and sedimentary researches in recent years， we suggest that the collision occurred between 1000～900 Ma on the northern and western margin of the Yangtze Block prior to that of the southeastern margin. Meanwhile， the southeastern margin of the Yangtze Block was still an active continental margin in the subduction zone. At ～830 Ma， the amalgamation between the Yangtze and Cathaysia Blocks took place along the Jiangnan Orogen， and the continent-arc-（micro）continent “soft collision” developed rather than mountain uplift and high-grade metamorphism，and the masses were in a state of “connection rather than integration”； the asthenosphere upwelling and extension due to the delamination of the oceanic lithosphere might cause the partial melting of the overlying lithosphere and crust to generate the 830～820 Ma S-type granites. Accompanied with the global rifting of the Rodinia supercontinent， the South China rift opened at ca. 820 Ma， thus developing a large number of extension-related A-type acidic rocks and basic dykes during 800～780 Ma in the subsequent cracking process. During the following strengthening extension， the basic rocks with alkaline and MORB affinities were formed in the period 760～750 Ma， and during which the asthenosphere mantle provided both heat and material.

Middle Neoproterozoic； S-type granites； A-type acid rocks； basic rocks； soft collision； Jiangnan Orogen；South China

P595； P597

A

1001-1552（2016）04-0753-019

2015-06-10； 改回日期： 2015-08-25

项目资助： 国家自然科学基金（41402103， 41372124， 41502114， 41302091， 41202048）和中国地质调查局地质调查项目（12120115004501，121201010000150005）联合资助。

邓奇（1983-）， 男， 助理研究员， 主要从事沉积学与岩石大地构造学研究。Email： dengqi290@163.com

王剑（1962-）， 男， 研究员， 主要从事沉积盆地分析与石油地质研究。Email： w1962jian@163.com