滇中新元古代裂谷盆地充填序列及演化模式:对Rodinia超大陆裂解的响应①②

崔晓庄 江新胜 王 剑 卓皆文 伍 皓，2 熊国庆 陆俊泽 邓 奇 江卓斐

(1.成都地质矿产研究所 成都 610081;2.中国地质科学院 北京 100037;3.中国地质大学(北京) 北京 100083)

0 引言

长期以来，关于华南新元古代裂谷盆地系统的构造属性及其与Rodinia超大陆裂解的关系一直存在争议。有学者认为其应该是新元古代与Rodinia超大陆裂解有关的陆内裂谷盆地，依据是其中存在数量可观的基性—超基性岩脉［1～3］、大陆溢流玄 武岩［4～6］、科马提质玄武岩［7］及同期非造山的花岗岩［8］;也有学者认为其可能是与洋壳俯冲有关的弧后裂谷盆地，理由是扬子周缘新元古代酸性和基性侵入岩均具有明显的岛弧特征［9，10］;此外，还有学者提出这些裂谷盆地可能形成于造山后的伸展环境［11］。然而，上述观点的证据主要为岩浆岩地球化学数据，针对裂谷盆地沉积充填开展的沉积学和盆地分析研究则少有涉及。

扬子西缘新元古代康滇裂谷盆地是华南新元古代裂谷盆地系统的重要组成单元［12，13］，最新研究揭示其南段滇中新元古代裂谷盆地的开启时间为820 Ma，与华南新元古代典型裂谷盆地—湘桂裂谷盆地相当［14］。因此，有必要重新分析滇中新元古代裂谷盆地的充填序列和演化模式，从而为解答华南新元古代裂谷盆地系统的构造属性及与Rodinia超大陆裂解的关系等问题提供新的线索和资料。鉴于此，本文在最新同位素年代学研究成果的基础上，选择滇中新元古代裂谷盆地沉积充填为研究对象，开展了较为系统的沉积学和盆地分析研究。

1 地质背景

华南是中国三大古老克拉通之一，由扬子陆块和华夏陆块构成，二者以北—东向的江山—绍兴断裂带为界［12，15］。在常见的 Rodinia超大陆重建构型中，一般将华南置于澳大利亚和劳伦大陆之间，处于超大陆的“核心”位置［16］(图1A，B)。随着850 Ma左右 Rodinia超大陆开始解体，在全球范围内形成了大量新元古代裂谷盆地。一般认为，华南新元古代裂谷盆地系统也是其中重要组成部分，包括扬子东南缘的南华裂谷盆地、西缘的康滇裂谷盆地、西北缘的碧口—汉南裂谷盆地以及北东缘的花山裂谷盆地［4～6，12，13］(图1C)。

扬子西缘新元古代康滇裂谷盆地呈南—北向展布，盆地西缘的基底断裂为安宁河—易门断裂，东缘可能为甘洛—小江断裂［17］;盆地基底主要由古元古代河口群和东川群、中元古代会理群和昆阳群及其相当地层组成［17～21］;其北段新元古代地层主要包括苏雄组、开建桥组、黄水河群、盐井群、列古六组及观音崖组等，而其南段滇中地区新元古代地层则主要为柳坝塘组、陆良组、澄江组、牛头山组、南沱组及陡山沱组［17～21］。

近年来，随着锆石U-Pb原位微区定年技术的广泛应用，上述绝大多数地层的沉积时限得到了可靠约束。其中，柳坝塘组和陆良组下段的沉积时限为820～800 Ma，与板溪群下段及其相当地层直接对比［14］;澄江组、陆良组上段及牛头山组的沉积时限为800～725 Ma，与莲沱组、苏雄组/开建桥组、板溪群上段及其相当地层进行对比［14，22～24］;南沱组沉积时限可能为651～635 Ma［25］，但目前无法排除滇中地区南沱组沉积下限为 725 Ma的可能性［26，27］，因而其可能与扬子东南缘的长安组、富禄组、南沱组及其相当地层进行对比;而陡山沱组沉积时限则应为 631～551 Ma［28，29］(图 2)。

2 充填序列

滇中新元古代裂谷盆地沉积充填由4个向上变细的沉积旋回组成(图2)，根据沉积时限、接触关系及岩相特征，笔者将其自下而上划分为4个充填序列，分别代表了裂谷盆地的4个发展阶段(图3)。

图1 A.新元古代Rodinia超大陆重建构型(据文献［16］改绘);B.中国主要克拉通构造格架(据文献［15］改绘);C.华南新元古代裂谷盆地系统及地层分布简图(据文献［12］改绘)Fig.1 A.Reconstructed configuration of the Neoproterozoic supercontinent Rodinia(after reference［16］);B.Tectonic framework of the major cratons in China(after reference［15］);C.Schematic map showing the Neoproterozoic rift basin system and strata distribution in South China(after reference［12］)

2.1 序列I

序列I位于滇中新元古代裂谷盆地充填序列的最下部，介于盆地基底不整合面UC-I与不整合面UC-II之间，包括柳坝塘组和陆良组下段(图2)。其中，盆地基底不整合面UC-I位于前裂谷期地层与同裂谷期地层之间(图4A，B)，一般被认为是晋宁造山运动的标志［18］。柳坝塘组和陆良组分布均十分局限，主要呈南—北向条状分布。前者主要见于晋宁、易门、禄丰及安定等地，后者仅见于陆良地区。二者岩性组合特征极为相似，底部均为砾岩或砂砾岩，夹数层铁质风化壳，砾石分选、磨圆均较差，成份以下伏昆阳群变质砂岩和绢云板岩为主，属水下扇内扇沉积;下部为杂砂岩夹泥质粉砂岩，发育包卷层理，属水下扇中扇沉积;向上则迅速变为粉砂质板岩、硅泥质板岩或泥质粉砂岩、粉砂质泥岩，夹硅质岩或硅质页岩，发育水平层理、包卷层理及粒序层理，属水下扇外扇的浊流和深水饥饿沉积(图3、图4C)。该序列表明裂谷初期断陷速度极大，沉积环境由陆地迅速演变为较深水盆地。

2.2 序列II

序列II介于不整合面UC-II与不整合面UC-III之间，包括澄江组、陆良组上段及牛头山组(图2)。其中，不整合面UC-II在不同地区的表现形式不同，如在金阳对坪、晋宁王家湾及玉溪橡子山地区，表现为澄江组与基底地层昆阳群直接角度不整合接触(图4D)，而在晋宁柳坝塘一带，则表现为澄江组与序列I柳坝塘组不整合接触。需要说明的是，在陆良地区，该序列陆良组上段及牛头山组与序列I陆良组下段呈整合过渡关系，表明裂谷盆地的沉积中心可能位于盆地东部。该序列的沉积相带规律也表明，盆地西部主要为澄江组洪冲积扇、辫状河组成的扇三角洲沉积(图4E)，中部为牛头山组(或澄江组上部)的澙湖沉积(图4F)，东部为陆良组上段滨岸砂坝，再向东则可能为屏边群浅海陆棚—大陆斜坡沉积［30］。与序列I相比，该序列的沉积范围明显扩大，同时伴随有十分强烈的火山活动［4，11，24，31］，如在武定罗茨地区澄江组下部就发育有一套碱性玄武岩［31］。因此，该序列指示华南新元古代裂谷作用进入高峰期，也就意味着滇中新元古代裂谷盆地进入了成熟发展阶段。

2.3 序列III

序列III介于不整合面UC-III与不整合面UC-IV之间，主要为南沱组(图2)。尽管多数学者将滇中地区南沱组作为华南上冰期地层处理［12，13，15，17～21］，但也有学者认为其可能是华南下冰期地层［26，27］。值得注意的是，Wang等［32］通过碎屑锆石U-Pb年代学研究揭示滇中地区陡山沱组的最大沉积年龄为649±9 Ma，为约束其下伏地层南沱组的顶界年龄提供了参考。然而，由于目前仍未获得约束滇中地区南沱组底界年龄的可靠证据，我们还无法排除其为下冰期地层的可能性。滇中地区南沱组岩性组合特征显著，下部为紫红色块状或层状泥砾岩，砾石成分复杂，表面具擦痕、压坑及磨光面等，为沉积于冰内环境或冰前环境的冰碛岩(图4G);上部为紫色薄层状页岩、粉砂质页岩，发育水平层理，为形成于冰外环境的冰水沉积(图 4H)。该序列底部的不整合面 UC-III应该与康滇裂谷盆地的伸展断裂活动和构造掀斜的破环作用有关。此后，随着深水环境的日趋盛行，表明华南新元古代裂谷盆地系统可能开始向被动大陆边缘盆地转换，暗示华南从Rodinia超大陆中逐渐脱离出来。

图4 滇中新元古代裂谷盆地沉积充填的典型野外照片A.柳坝塘组底部砾岩与昆阳群粉砂岩角度不整合接触(云南晋宁柳坝塘);B.陆良组底部砾岩与昆阳群绢云板岩呈角度不整合接触(云南陆良望香台);C.陆良组下部泥质粉砂岩，发育粒序层理(云南陆良望香台);D.澄江组底部砾岩与昆阳群石英绢云千枚岩呈角度不整合接触(四川金阳对坪);E.澄江组红紫色长石石英砂岩，发育包卷层理(云南东川中河);F.牛头山组紫红色粉砂质泥岩，发育水平层理(云南陆良牛头山);G.南沱组底部紫红色泥砾岩，砾石表面具擦痕、压坑及磨光面等(云南澄江县城);H.南沱组上部紫红色粉砂质页岩，发育水平层理(云南峨山县城)。Fig.4 Typical field photos of sedimentary filling in the Neoproterozoic rift basin，central Yunnan province

2.4 序列IV

序列IV位于滇中新元古代裂谷盆地充填序列的最上部，属于裂谷盖地层，其下与南沱组一般呈平行不整合或假整合接触(不整合面UC-IV)，主要为震旦纪陡山沱组(图2)。众所周知，陡山沱组是南沱冰期结束后全面海侵的产物，其沉积时期以海侵达到整个华南地区为特征，几乎超覆了整个华南早期存在的古陆［12，13］。滇中地区陡山沱组岩性主要为粉砂岩、粉砂质白云岩及白云岩(图3)，与湘黔桂地区岩性以白云岩为主的陡山沱组形成鲜明对比，属于潮坪沉积。最新的陡山沱组古地理重建结果［33］也揭示，当时扬子东南缘主要为镶边的碳酸盐陆架环境，向西—北方向则逐渐过渡为陆架澙湖—潮坪环境。有必要说明的是，滇中地区陡山沱组底部未发现有盖帽碳酸盐岩，其成因仍有待进一步研究确定。至此，华南可能从Rodinia超大陆中完全脱离出来，Rodinia超大陆的裂解过程基本结束［16］。

3 盆地演化

前人认为滇中新元古代裂谷盆地的形成主要为西缘安宁河—易门断裂和东缘甘洛—小江断裂所控制，因而将其解释为对称地堑盆地［17］。但实际上，盆地东缘的甘洛—小江断裂对盆地沉积充填并未起到明显的控制作用，其东侧仍然存在大量的新元古代地层。例如，在云南陆良地区就存在沉积时限为820～725 Ma的陆良组和牛头山组(图4B，C)，而在四川金阳地区则发育典型的澄江组辫状河沉积(图4D)。形成鲜明对比的是，盆地西缘的安宁河—易门断裂以西则仅存在盆地基底地层，且断裂附近的武定碧城地区见有厚达400余米的澄江组碱性玄武岩［31］，说明该断裂应是主要的控盆基底断裂。因此，笔者认为滇中新元古代裂谷盆地应该是半地堑盆地，而非前人认为的对称地堑盆地。

研究表明，陆内裂谷盆地是大陆地壳在强烈拉张条件下形成的基底式正断层滑脱造成的盆地，其基本沉积单元为半地堑［34～36］。以东非裂谷系为例，其幼年期为一系列同向的小型半地堑盆地群，随着控盆基底断裂进一步滑脱，次级断裂进一步发育，这些小型半地堑盆地之间的连通性不断增强，进而使裂谷盆地群演变为一个统一的大型半地堑盆地［35，36］。此外，裂谷成熟期与幼年期的沉积充填之间还表现为几种不同的接触关系，即在盆地边缘是角度不整合接触，而向盆地中心则逐渐过渡为平行不整合接触或整合接触。因此，成熟期统一的大型半地堑盆地是叠加在幼年期小型半地堑盆地群之上的一个上叠滑脱盆地。

如前所述，滇中新元古代裂谷盆地充填序列I主要由呈南—北向分布的柳坝塘组和陆良组下段组成，二者从底部的洪冲积扇向上迅速转变为浊流和深水饥饿沉积，说明裂谷幼年期尽管沉积范围有限，但沉降速度极快，应为一系列快速深陷的同向的小型半地堑盆地群;序列II沉积超覆范围明显扩大，但沉降速度减缓，西部为由洪冲积扇、辫状河组成的扇三角洲澄江组沉积，中部为牛头山组澙湖沉积，东部为陆良组上段海岸砂坝沉积，再向东可能为屏边群浅海陆棚—大陆斜坡沉积，表明此时已演变为一个统一的大型半地堑盆地(图5)。滇中新元古代裂谷盆地的这种沉积作用特征可以与西非裂谷系Termit裂谷盆地相对比［37］。此外，有必要再次说明的是，滇中新元古代裂谷盆地充填序列II与序列I之间也存在角度不整合、平行不整合及整合等3种接触关系。因此，笔者认为滇中新元古代裂谷盆地成熟期实质上应该属于上叠滑脱盆地。

4 超大陆重建意义

如前所述，前人基于华南新元古代岩浆岩地球化学研究资料，分别提出了陆内裂谷盆地［1～8］和弧后裂谷盆地［9，10］等不同构造观点。然而，花岗质岩石的地球化学特征主要受源区组成和岩浆结晶演化过程的制约，构造环境往往是次要控制因素［38］;尽管玄武质岩石的地球化学组成对示踪地幔源区性质及其形成的构造环境具有比较明确的指示意义［4］，但大陆地壳或岩石圈的混染作用通常会导致大陆玄武质岩石带有岛弧型信号［39］。研究表明，玄武质岩石中Zr和Y的含量不会因大陆地壳或岩石圈的混染作用而发生改变，因而利用Zr/Y-Zr图解可以判别大陆玄武岩和岛弧玄武岩［39］。在滇中新元古代裂谷盆地中，比较典型的基性岩浆岩为武定罗茨地区澄江组玄武岩［31］。在康滇裂谷盆地北段，与之相当的是苏雄组玄武岩［4］，此外还存在一些基性岩脉群［2，3］。在 Zr/Y-Zr构造判别图解中，这些基性岩浆岩的Zr/Y比值明显高于岛弧玄武岩而落入板内玄武岩范围(图6A)，暗示扬子西缘新元古代可能为陆内裂谷盆地，而非弧后裂谷盆地。

图5 滇中新元古代裂谷盆地演化模式综合示意图(据文献［14］改绘)Fig.5 Sketch for evolution model of the Neoproterozoic rift basin in central Yunnan province(after reference［14］)

实际上，充填序列和沉积类型也不支持弧后裂谷盆地的观点。如上所述，滇中新元古代裂谷盆地沉积充填可分为4个向上变细的序列:序列I由一系列分布局限的水下扇—深水饥饿沉积组成，发育少量凝灰岩夹层，应形成于裂谷幼年期一系列同向的小型半地堑盆地群;序列II以扇三角洲—湖泊沉积为主，局部地区发育碱性玄武岩，应沉积于裂谷成熟期统一的大型半地堑盆地;序列III为典型的大陆冰川沉积，而序列IV为构成裂谷盖的潮坪沉积。形成鲜明对比的是，弧后裂谷盆地充填序列具有下粗上细的双层结构特征，岛弧一侧发育大量与深海浊流沉积共生的火山岩及火山碎屑岩，大陆一侧则多发育浅海碳酸盐沉积夹风暴流沉积［41］。不难看出，上述滇中新元古代裂谷盆地的充填序列和沉积类型与弧后裂谷盆地存在较大差异，暗示其应为陆内裂谷盆地。

此外，滇中新元古代沉积充填的物源区特征也指示当时不可能为弧后裂谷盆地。古流向恢复结果显示，当时区域范围内的古流向主体向东，表明沉积物源区应主要位于盆地西缘(图5)。一般认为，陆相盆地砾岩成分可以较好地反映物源区的母岩性质［42］。笔者通过对柳坝塘组、陆良组及澄江组底部洪冲积扇的砾岩组成进行统计证实，其砾石成份以变质砂岩、绢云板岩及石英岩为主，基本不见火山岩，尤其是弧后裂谷盆地中指示安第斯型岩浆岛弧存在的安山质火山岩。目前，碎屑沉积岩的地球化学特征已被广泛应用于制约其物源区物质组成［43］。陆良组砂岩主量元素特征揭示其物源区主要由石英岩组成［44］，而澄江组细碎屑岩的微量—稀土元素特征则揭示其主要源自稳定构造型碎屑物源区(图6B)，物源区构造环境为被动大陆边缘(图6C，D)，二者基本不存在来自岛弧源区的碎屑物质。综合上述证据，笔者认为滇中新元古代裂谷盆地应是陆内裂谷盆地。

长期以来，关于华南新元古代裂谷盆地系统与Rodinia超大陆裂解的关系也一直存在较大争议。持陆内裂谷盆地观点的学者认为华南应位于澳大利亚和劳伦大陆之间，即位于Rodinia超大陆的核心位置。随着850 Ma超级地幔柱的上涌，全球范围内形成了一系列陆内裂谷盆地，Rodinia超大陆开始其漫长的裂解过程［1～8，12，13，16］。与之相反，持弧后裂谷盆地观点的学者则认为华南可能位于Rodinia超大陆的边缘位置或根本不是Rodinia超大陆的组成部分，这意味着华南新元古代裂谷盆地系统与Rodinia超大陆的裂解基本无关［9，10］。本文沉积学和盆地分析研究结果表明，滇中新元古代裂谷盆地的充填序列和演化模式与陆内裂谷盆地基本吻合，而完全不同于弧后裂谷盆地。因此，笔者支持将华南置于Rodinia超大陆的核心位置，进而认为华南新元古代裂谷盆地系统应是Rodinia超大陆裂解的产物。

图6 A.扬子西缘典型新元古代基性岩浆岩构造判别图解(底图据文献［40］);B，C，D.滇中新元古代澄江组碎屑岩物源判别图解(底图据文献［45，46］)注:地球化学数据来源:苏雄组玄武岩据文献［4］;澄江组玄武岩据熊国庆等待刊数据;康定辉绿岩脉据文献［2］;登相营辉绿岩脉据文献［3］及笔者待刊数据;澄江组碎屑岩据笔者待刊数据。Fig.6 A.Tectonic discrimination diagram for typical Neoproterozoic basic magmatite from the western Yangtze Block(based on reference［40］);B，C，D.Discrimination diagram for provenance of the Neoproterozoic Chengjiang Formation in central Yunnan province(based on reference［45，46］)

5 结论

(1)滇中新元古代裂谷盆地沉积充填自下而上可以划分为4个序列，每个序列代表了裂谷盆地的不同发展阶段。序列I代表裂谷幼年阶段，序列II代表裂谷成熟发展阶段，序列III代表开始向被动大陆边缘盆地转换的阶段，序列IV则属于裂谷盖。

(2)滇中新元古代裂谷盆地幼年期分布范围局限，沉降速度极快，为一系列同向的小型半地堑盆地群;成熟期沉积超覆范围明显扩大，沉降速度减缓，演变为一个统一的大型半地堑盆地，实质上属于一个上叠滑脱盆地。

(3)滇中新元古代裂谷盆地的充填序列和沉积类型与弧后裂谷盆地存在较大差异，同时其沉积物源区也与安第斯型岩浆岛弧带基本无关。结合区域典型基性岩浆岩的地球化学特征，本文将滇中新元古代裂谷盆地解释为陆内裂谷盆地，应是Rodinia超大陆裂解的产物。

致谢 本文部分内容曾在“中国矿物岩石地球化学学会第八次全国会员代表大会暨第14届学术年会”(南京，2013年4月22日～25日)分会场“沉积学与盆地结构”宣读，林畅松教授和李忠研究员提出指导意见；“第五届全国沉积学大会”(杭州，2013年10月17日～19日)分会场“沉积盆地分析与模拟”与会专家提出建设性意见。谨致谢忱。

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