桂北地区丹洲群锆石U-Pb年代学及对华南新元古代裂谷作用期次的启示

崔晓庄, 江新胜, 邓　奇*, 王　剑, 卓皆文,任光明 蔡娟娟, 伍　皓 江卓斐(.中国地质调查局 成都地质调查中心, 四川 成都 60008; 2.成都理工大学 沉积地质研究院, 四川 成都60059; .国土资源部沉积盆地与油气资源重点实验室, 四川 成都 60008; .中国地质科学院, 北京 0007)

桂北地区丹洲群锆石U-Pb年代学及对华南新元古代裂谷作用期次的启示

崔晓庄1,2,3, 江新胜1,3, 邓奇1,3*, 王剑1,3, 卓皆文1,3,任光明1, 蔡娟娟4, 伍皓1, 江卓斐1
(1.中国地质调查局 成都地质调查中心, 四川 成都 600081; 2.成都理工大学 沉积地质研究院, 四川 成都610059; 3.国土资源部沉积盆地与油气资源重点实验室, 四川 成都 600081; 4.中国地质科学院, 北京 100037)

桂北地区丹洲群是南华裂谷盆地南段的一套连续裂谷充填沉积, 厘定各组沉积时限及区域地层关系, 对理解华南新元古代裂谷作用期次具有重要意义。本文利用LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测年, 获得丹洲群合桐组二段和拱洞组底部凝灰岩夹层形成年龄分别为801±4 Ma和781±5 Ma。研究表明, 丹洲群白竹组和合桐组一段与下江群甲路组和乌叶组、板溪群沧水铺组和马底驿组、西乡群孙家河组及陆良组一段相当, 沉积时限为820～800 Ma; 合桐组二段与下江群番召组相当, 沉积时限为800～780 Ma; 拱洞组可与下江群清水江组、平略组和隆里组, 板溪群五强溪组中上部和牛牯坪组,西乡群大石沟组中上部和三郎铺组, 陆良组二段及澄江组、开建桥组、莲沱组、虹赤村组和上墅组的中上部直接对比, 沉积时限为780～725 Ma。华南新元古代裂谷盆地系统的典型地层锆石年龄存在5组高峰, 峰值年龄分别为818±2 Ma、802±1 Ma、780±4 Ma、756±4 Ma及728±5 Ma。综合华南新元古代岩浆活动特征及盆地沉积演化过程, 确定华南新元古代裂谷作用可分为两期: 820～800 Ma和800～725 Ma。此外, 华南新元古代岩浆活动与裂谷作用之间存在明显的耦合关系,但各期岩浆活动对各裂谷盆地的影响程度存在差异。

桂北地区; 丹洲群; 锆石U-Pb年代学; 新元古代; 裂谷作用; 华南

南华裂谷盆地是华南最大的新元古代裂谷盆地,保留了最完整的新元古代中期(820～725 Ma)与Rodinia超大陆早期裂解有关的岩浆活动和沉积作用记录(王剑, 2000; Wang and Li, 2003; Li et al., 2008a; Wang et al., 2009; 李献华等, 2012; Xia et al., 2012)。这些记录是研究华南前寒武纪地壳增生(Liu et al., 2008a; Wang et al., 2012a)、新元古代裂谷盆地形成演化(王剑, 2000; Wang and Li, 2003)、超大陆裂解与裂谷岩浆活动(李献华等, 2008; Wang et al., 2009; Xia et al., 2012)以及低纬度冰川与气候突变事件(Zhou et al., 2004; Zhang et al., 2008)等科学问题的重要载体。通过高精度地层年龄数据的制约, 厘清这些分布范围极大的沉积–岩浆记录的区域对比关系, 可以确定华南新元古代裂谷盆地系统的裂谷作用期次, 同时也有助于深入探讨上述科学问题。

桂北地区丹洲群是南华裂谷盆地南段的一套连续裂谷充填沉积, 其与下伏四堡群之间的不整合面一般被作为是晋宁–四堡运动的标志(广西壮族自治区地质矿产局, 1990, 1996; 刘鸿允, 1991; Li et al., 1999;王剑, 2000)。目前, 已有学者针对丹洲群开展了较为系统的沉积学(王剑, 2000; Wang and Li, 2003; 杨菲等, 2012)、碎屑锆石U-Pb年代学、锆石Hf同位素组成及岩石地球化学(Wang et al., 2011, 2012b; Wang and Zhou, 2012; Wang et al., 2013)等研究, 取得了一些认识。尽管如此, 丹洲群各组的沉积时限仍缺少精确年龄数据的约束, 同时其与区域相关地层的确切对比关系也未有定论。鉴于此, 本文报道了最新获得的丹洲群凝灰岩锆石 U-Pb年龄, 进一步厘清了丹洲群各组沉积时限及其区域地层对比关系; 并在此基础上, 详细讨论了包括南华裂谷盆地在内的华南新元古代裂谷盆地系统的裂谷作用期次。

1　地质背景及样品

华南新元古代裂谷盆地系统包括南华裂谷盆地、康滇裂谷盆地以及碧口–汉南裂谷盆地(Li et al., 2003a, 2008a; 李献华等, 2008; Wang et al., 2011)(图1)。其中, 南华裂谷盆地呈北东–南西向展布于扬子陆块东南缘, 盆地基底由四堡群、梵净山群、冷家溪群及其相当地层组成。四堡群是桂北地区出露的最老褶皱基底, 主要为一套泥岩、粉砂岩夹火山碎屑岩、细碧岩及角斑岩, 普遍发育低绿片岩相区域变质作用(广西壮族自治区地质矿产局, 1990, 1996)。长期以来, 由于高精度年代学数据的缺乏, 四堡群一直被归属为中元古界。但碎屑锆石U-Pb定年结果揭示四堡群最大沉积年龄应为860 Ma左右(Wang et al., 2007a), 而侵入至四堡群的花岗岩最新锆石U-Pb年龄则将其沉积上限时间限定在830 Ma左右(Wang et al., 2014; Yao et al., 2014)。因此, 南华裂谷盆地南段基底地层四堡群的沉积时限应该介于860～ 830 Ma。近年来, 随着原位微区同位素定年技术的日益成熟和广泛应用, 发表了大量与华南新元古代裂谷充填沉积有关的精确锆石U-Pb年龄数据(表1)。

图1　华南新元古代裂谷盆地系统的地层及其年龄分布简图(据Wang and Li, 2003改绘, 样品序号同表1)Fig.1　Simplified map showing distribution of the strata and their ages of the Neoproterozoic rift basins system in South China

丹洲群为发育于桂北地区的一套裂谷充填沉积,由浅变质的砂泥质岩夹少量碳酸盐岩组成, 其下与盆地基底地层四堡群呈角度不整合接触, 其上与冰期沉积长安组呈假整合或低角度不整合接触(广西壮族自治区地质矿产局, 1990, 1996; 刘鸿允, 1991;王剑, 2000; 杨菲等, 2012)。丹洲群自下而上包括白竹组、合桐组及拱洞组, 各组间均为整合接触。其中, 白竹组底部为变质砾岩、砂砾岩, 向上逐渐过渡为砂岩、粉砂质泥岩、泥岩及大理岩; 合桐组分为两段, 一段主要为页岩、钙质板岩夹粉砂质泥岩, 二段主要为粉砂质泥岩、炭质板岩夹砂岩; 拱洞组主要为砂岩、粉砂质泥岩、凝灰质砂岩夹凝灰质泥岩(图2)。此外, 龙胜三门一带原归为合桐组二段的一套海相火山岩系, 现另建组为三门街组(广西壮族自治区地质矿产局, 1996)。

表1　华南新元古代裂谷盆地系统的典型地层锆石U-Pb年龄统计表Table 1　Zircon U-Pb ages of the typical stratigraphic units of the Neoproterozoic rift basins in South China

本文两件凝灰岩定年样品均采自广西三江县丹洲乡合桐剖面。其中, 样品HTH-N1采自合桐组二段底部凝灰岩夹层, 地理坐标为 N25°34′46″, E109°32′44″,夹层呈浅灰绿色, 厚约15 cm, 夹在粉砂质泥岩与板岩地层中; 样品 HTG-N1采自拱洞组/合桐组界线之上15 m处凝灰岩夹层, 地理坐标为N25°35′13″, E109°31′57″,夹层呈灰绿色–灰黄色, 厚约 20 cm, 夹在粉砂质泥岩地层中(图2)。显微镜下鉴定表明, 两件凝灰岩样品均主要由黏土矿物(伊利石、蒙脱石和伊蒙混合物)、长石和石英等矿物组成, 可见均匀排列的玻屑。

2　分析方法

样品经破碎后, 通过常规重力和磁选方法分选出锆石。在双目镜下挑选出晶型较好、无裂隙、无明显包裹体的锆石颗粒粘贴在环氧树脂表面, 打磨抛光,制成样靶。对锆石进行反射光、透射光显微照相和阴极发光(CL)图像分析。根据锆石透、反射光及 CL图像, 尽量避开锆石内部的包裹体、裂隙, 选择代表性的锆石颗粒和区域进行U-Th-Pb同位素分析。

锆石原位微区U-Th-Pb同位素分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室利用激光剥蚀(LA)电感耦合等离子体质普(ICP-MS)完成。实验采用的ICP-MS为美国Agilent公司生产的Agilent7500a, 激光剥蚀系统为德国 MicroLas公司生产的配备有193 nmArF准分子激光器的GeoLas2005。激光剥蚀孔径为32 µm, 采用氦气作为载气、氩气作为补偿气以调节灵敏度。原始数据离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度偏移校正、元素含量及 U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)利用ICPMSDataCal(Liu et al., 2008b)完成。具体的仪器操作条件和数据处理方法见Liu et al. (2010)。

图 2　桂北地区丹洲群地层柱状简图及采样层位(据杨菲等, 2012改绘)Fig.2　Stratigraphic column of the Danzhou Group with sampling positions

3　分析结果

样品 HTH-N1的锆石晶形完好, 无色透明, 主要为自形、短柱状, 极少数为半截锥状, 无裂缝、无明显包裹体。锆石粒径多为50～150 μm, 长宽比介于1∶1～3∶1。CL图像显示锆石内部具有典型的岩浆生长振荡环带和韵律结构, 形态非常一致(图 3), 应为同期次的岩浆成因锆石。选择其中较为典型的15颗锆石进行了 U-Th-Pb同位素分析, 分析结果见表2。15个分析点的U含量为117～648 μg/g, Th含量为83.3～871 μg/g, Th/U比值为0.59～1.35, 均>0.4(表2),具有岩浆成因锆石特征。在 U-Pb年龄谐和图中(图4a), 分析点03、08、11和15年龄值明显偏小且变化范围较大, 均已偏离谐和线, 同时具有相对较高的U含量, 因而可能是高U含量造成的放射性损伤导致Pb丢失的原因; 其余11个分析点非常集中, 全部位于谐和线上, 因此均参与年龄计算。11个分析点的206Pb/238U谐和年龄为802±2 Ma(MSWD=0.86),误差范围内与加权平均年龄801±4 Ma(MSWD=0.08)完全一致。因此, 样品 HTH-N1形成年龄的最佳估计值为801±4 Ma。

样品 HTG-N1的锆石晶形较好, 无色透明, 主要为自形、短柱状, 少数为半截锥状, 基本无裂缝、无明显包裹体。锆石粒度多为70～200 μm, 长宽比介于1∶1～4∶1。CL图像显示锆石内部具有典型的岩浆生长振荡环带和韵律结构, 但形态差异较明显(图3), 应为不同期次的岩浆成因锆石。选择其中较为典型的27颗锆石进行了U-Th-Pb同位素分析, 分析结果见表2。27个分析点的U含量为46～279 μg/g, Th含量为 50～592 μg/g, Th/U 比值为 0.60～3.11, 均>0.4(表2), 也表明均为岩浆成因锆石。在U-Pb年龄谐和图中(图4b), 分析点17、20和21的年龄值明显偏小且变化范围较大, 均已偏离谐和线, 同时其具有相对较高的U含量, 因而可能为高U含量造成的放射性损伤导致Pb丢失的原因; 其余24个分析点全部位于谐和线上, 但明显分为三组, 其206Pb/238U谐和年龄分别为 821±3 Ma(MSWD=0.16, n=8)、802±3 Ma(MSWD=0.23, n=7)和780±3 Ma (MSWD= 0.01, n=9)。结合区域岩浆活动记录及该样品锆石形态, 认为上述较老的两组年龄应该代表捕获锆石的形成时间。最年轻的一组年龄与其加权平均值781±5 Ma (MSWD=0.04)在误差范围内完全一致。因此, 该样品形成年龄的最佳估计值为781±5 Ma。

4　讨　论

4.1丹洲群沉积时限

长期以来, 由于缺乏可靠同位素年龄数据的约束, 桂北地区丹洲群各组的沉积时限一直未能准确限定。Li et al. (1999)曾获得侵入至四堡群的超基性—基性岩脉的锆石U-Pb年龄为828±7 Ma, 误差范围内与侵入至四堡群的花岗质岩体的锆石 U-Pb年龄基本一致(Wang et al., 2014; Yao et al., 2014)。周汉文等(2002)曾对广西贺州下龙地区与丹洲群相当的鹰扬关群的浅变质基性火山岩进行了 TIMS锆石U-Pb定年, 结果显示其形成时间为819±11 Ma。值得注意的是, Wang et al. (2013)通过对白竹组进行碎屑锆石U-Pb年代学研究, 指出白竹组的最大沉积时限应为826±7 Ma。这些年龄数据不仅指示盆地基底地层四堡群的沉积上限年龄应为 830 Ma, 同时也暗示其上覆裂谷充填地层丹洲群的沉积下限年龄可能为820 Ma左右。

图3　丹洲群凝灰岩样品HTH-N1和HTG-N1的代表性锆石CL图Fig.3　CL images of zircons in the tuff samples HTH-N1 and HTG-N1 from the Danzhou Group

区域地质资料表明, 桂北地区三防岩体主要由黑云母花岗岩组成, 主要侵入于四堡群及本洞岩体,局部还侵入至丹洲群白竹组(广西壮族自治区地质矿产局, 1990, 1996)。Li et al. (2003b)最早报道的三防岩体SHRIMP锆石U-Pb年龄为(819±9) Ma, 但该年龄在误差范围内无法与本洞岩体的锆石 U-Pb年龄826±10 Ma相区分。随后, 王孝磊等(2006)获得了三防岩体的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄804.3±5.3 Ma,该年龄不仅代表了三防岩体的成岩时间, 同时还可以对丹洲群底部地层白竹组的沉积上限年龄提供有效约束。此外, 丹洲群白竹组与其上覆地层合桐组呈整合接触关系(广西壮族自治区地质矿产局, 1990, 1996)。因此, 可以推测白竹组的沉积上限年龄和合桐组的沉积下限年龄应该均大致为805 Ma。

表2　丹洲群凝灰岩样品HTH-N1和HTG-N1的LA-ICP-MS锆石U-Th-Pb同位素数据Table 2　LA-ICP-MS zircon U-Th-Pb isotopic results of the tuff samples HTH-N1 and HTG-N1 from the Danzhou Group

图4　丹洲群凝灰岩样品HTH-N1和HTG-N1的锆石U-Pb年龄谐和图Fig.4　Zircon U-Pb concordia diagrams for the tuff samples HTH-N1 and HTG-N1 from the Danzhou Group

根据岩性组合特征, 丹洲群合桐组可分为两段,二者通常以一层凝灰岩为界(杨菲等, 2012)(图2)。本文定年样品 HTH-N1的锆石颗粒棱角分明, 具有十分明显的振荡环带和韵律结构(图3), Th/U比值均大于0.4, 所以将其206Pb/238U年龄加权平均值801±4 Ma解释为采样凝灰岩夹层的形成时间是可靠的。此外,高林志等(2013)最近获得的合桐组凝灰岩 SHRIMP锆石U-Pb年龄801±3 Ma也进一步验证了本文定年结果的可靠性。考虑到定年结果具有一定误差, 因此, 本文将合桐组一段的沉积上限年龄和二段的沉积下限年龄均限定为800 Ma。

拱洞组是丹洲群的最顶部地层, 其上覆地层为冰期沉积长安组。Wang et al. (2012b)报道的拱洞组顶部最大沉积年龄为 731±4 Ma, 与汪正江等(2013)获得的拱洞组顶部沉凝灰岩锆石 U-Pb年龄基本一致。结合区域内相关冰期前地层的沉积时限(Zhang et al., 2008; 高维和张传恒, 2009; 崔晓庄等, 2013),可将拱洞组的沉积上限年龄大致限定为725 Ma。本文定年样品HTG-N1采自合桐组/拱洞组界线之上仅15 m处, 锆石颗粒完全无搬运磨蚀的痕迹, 内部振荡环带十分清晰(图3), Th/U比值均大于0.4。其中, 年龄值最年轻的一组锆石与其他锆石形态差异明显, 应为不同期次岩浆作用的产物, 所以将其加权平均年龄 781±5 Ma解释为采样凝灰岩夹层的形成时间是可信的。因此, 可以确定拱洞组的沉积下限年龄为780 Ma。

此外, 龙胜三门地区还存在一套海相火山岩系,原被归为合桐组二段, 因其岩性特殊、分布集中而被单独划出建组为三门街组(广西壮族自治区地质矿产局, 1996)。一般认为, 拱洞组与三门街组属于上下关系(广西壮族自治区地质矿产局, 1996; 戴传固等, 2012), 但目前看来, 这种认识有待商榷。首先,三门街组分布范围十分局限, 主要呈透镜状分布于丹洲群中, 应为当时的火山喷发中心; 其次, 拱洞组仅在龙胜三门地区与三门街组呈整合接触关系,在其他地区则主要与合桐组整合接触, 也即在远离火山喷发中心的地带以拱洞组碎屑沉积为主, 这种分布特征与川西地区的苏雄组和开建桥组类似; 第三, Zhou et al. (2007)获得的三门街组流纹英安岩SHRIMP锆石U-Pb年龄为765±14 Ma, 结合葛文春等(2001)报道的侵入至三门街组的辉长辉绿岩TIMS锆石U-Pb年龄761±8 Ma, 基本可将三门街组的时代限定为765～761 Ma, 而这完全处于拱洞组的沉积时限范围内。因此, 三门街组应是拱洞组沉积时期火山快速、剧烈喷发的产物。

以上论述表明, 桂北地区丹洲群的沉积时限应该为820～725 Ma。其中, 白竹组沉积时限为820～ 805 Ma; 合桐组一段沉积时限为805～800 Ma, 二段为800～780 Ma; 拱洞组沉积时限为780～725 Ma, 而三门街组沉积时限则为765～761 Ma。

4.2裂谷系区域对比

如前所述, 丹洲群是发育于桂北地区的一套连续裂谷充填沉积, 其各组具体沉积时限的准确限定为厘清华南新元古代中期的裂谷系区域对比关系具有重要意义。已有研究表明, 区域上与丹洲群相当的典型裂谷系主要包括黔东南地区的下江群、湘北地区的板溪群、滇中地区的陆良组和澄江组、川西地区的苏雄组和开建桥组以及峡东地区的莲沱组等(刘鸿允, 1991; 王剑, 2000; 江新胜等, 2012; 崔晓庄等, 2014)。近年来, 陆续发表的一系列高精度地层年龄数据为这种认识提供了可靠证据(表1)。

黔东南地区下江群由下至上依次为甲路组、乌叶组、番召组、清水江组、平略组及隆里组。高林志等(2010)对梵净山地区下江群甲路组的斑脱岩进行了SHRIMP锆石U-Pb定年, 结果显示其形成年龄为814.0±6.3 Ma。Wang et al. (2012b)通过对下江群火山碎屑岩进行锆石 SIMS同位素分析, 结果揭示番召组的沉积下限年龄应为802±2 Ma, 而清水江组凝灰岩年龄(774±5 Ma)则与高林志等(2010)报道的年龄774±8 Ma完全吻合。最近, 汪正江等(2013)获得了贵州锦屏地区隆里组顶部凝灰质粉砂岩的LA-ICP-MS锆石 U-Pb年代学研究结果, 表明下江群隆里组的沉积上限年龄最大应为733±18 Ma。

湘北地区板溪群包括沧水铺组、马底驿组、五强溪组及牛牯坪组。湖南益阳地区沧水铺组火山岩–火山碎屑岩高角度不整合于冷家溪群浊积岩之上,王剑等(2003)认为其底部英安质火山集块岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄(814±12 Ma)代表了新一轮沉积旋回的起始时间, 最近高林志等(2012)获得的该套火山集块岩的锆石年龄为 821±13 Ma, 二者在误差范围内基本一致。张世红等(2008)曾对湖南古丈地区五强溪组底部凝灰岩进行了SHRIMP锆石U-Pb定年, 获得的锆石 U-Pb年龄为 809.3±8.4 Ma, 该年龄应该代表了南华裂谷伸展断层强烈活动的最早开始时间。此外, Zhang et al. (2008)报道的湖南洪江地区牛牯坪组顶部凝灰岩 SHRIMP锆石 U-Pb年龄725±10 Ma, 则有效约束了板溪群的沉积上限年龄。

滇中地区陆良组和澄江组是康滇裂谷盆地南段的陆相充填沉积。最近, 卓皆文等(2013)报道了陆良组凝灰岩的SHRIMP锆石U-Pb定年结果, 其中陆良组一段底部样品的年龄为819±9 Ma, 而二段底部样品的年龄为 805±14 Ma, 揭示康滇裂谷盆地应该与南华裂谷盆地具有相同的开启时间和充填序列。江新胜等(2012)对澄江组底部凝灰岩进行了较为系统的SHRIMP锆石U-Pb年代学研究, 结果显示澄江组的沉积下限年龄应为800±5 Ma (两个年龄数据的加权平均值)。结合笔者报道的澄江组顶部凝灰岩年龄725±10 Ma (崔晓庄等, 2013), 可以确定澄江组的沉积时限为800～725 Ma。

研究表明, 川西地区苏雄组和开建桥组应属同期异相产物(刘鸿允, 1991; 王剑, 2000), 这一认识得到了最新获得的年龄数据的支持。苏雄组双峰式火山岩的锆石 U-Pb年龄为 803±12 Ma (Li et al., 2002), 这与卓皆文等(2015)最近获得的开建桥组底部凝灰岩年龄(801±7 Ma)完全一致, 共同指示康滇裂谷北段可能于800 Ma左右进入成熟发展阶段。莲沱组是扬子陆块北缘的一套由南向北超覆的移地滨岸相沉积, 碎屑锆石年代学结果也显示其最大沉积年龄具有自南向北逐渐变新的趋势(佘振兵, 2007; Liu et al., 2008a), 因而莲沱组沉积下限年龄可能为800 Ma。此外, 高维和张传恒(2009)报道的莲沱组顶部凝灰岩SHRIMP锆石U-Pb年龄(724±12 Ma)则有效限定了其沉积上限年龄。

此外, 汉南地区西乡群自下而上依次为孙家河组、大石沟组和三郎铺组, 其时限原被标定为 950～ 900 Ma (Ling et al., 2003), 但最近发表的一系列高精度年龄数据表明其时限实际应为820～750 Ma (崔建堂等, 2010; 邓奇等, 2013), 与桂北地区丹洲群基本相当, 均为华南新元古代裂谷盆地系统的早期充填。长期以来, 浙北地区虹赤村组和上墅组一直被认为属于上下关系, 但Li et al. (2003a)报道的虹赤村组中酸性火山岩年龄 797±11 Ma与 Wang et al. (2012c)最新发表的上墅组双峰式火山岩年龄797±6 Ma完全吻合, 同时其分布特征也与川西地区的开建桥组和苏雄组类似, 指示虹赤村组与和上墅组可能为同期异相产物, 二者与下伏地层骆家门组之间存在～35 Ma的间断(据周效华等未发表资料)。

以上论述表明, 桂北地区丹洲群白竹组和合桐组一段可与黔东南地区下江群甲路组和乌叶组、湘北地区板溪群沧水铺组和马底驿组、滇中地区陆良组一段以及汉南地区西乡群孙家河组相对比, 沉积时限均为820～800 Ma; 合桐组二段与下江群番召组相当, 沉积时限为800～780 Ma; 而拱洞组(包括三门街组)则与下江群清水江组、平略组和隆里组, 板溪群五强溪组中上部和牛牯坪组, 陆良组二段, 西乡群大石沟组中上部和三郎铺组以及澄江组、开建桥组、莲沱组、虹赤村组和上墅组的中上部直接对比,沉积时限均为780～725 Ma(图5)。

图5 华南扬子陆块周缘新元古代多重地层划分与对比方案(据崔晓庄等, 2014改绘)Fig.5　Comparison of the division and correlation of the Neoproterozoic strata along the periphery margins of the Yangtze Block, South China

4.3裂谷作用期次

一般认为, 新元古代 Rodinia超大陆裂解时期,华南广泛发生裂谷岩浆活动, 形成了由南华裂谷盆地、康滇裂谷盆地和碧口–汉南裂谷盆地组成的裂谷盆地系统, 同时接受大量裂谷充填沉积(王剑, 2000; Wang and Li, 2003; Li et al., 2003a, 2008a; 李献华等, 2008, 2012; Wang et al., 2011, 2012b) (图1)。前人研究表明, 扬子陆块周缘新元古代裂谷岩浆活动具有明显的多幕式(或阶段性)特征, 大致可分为 830～ 795 Ma和780～745 Ma (pre-rift magmatism and syn-rift magmatism)两个阶段, 分别对应扬子陆块周缘开始发生裂谷作用和裂谷作用达到高峰期的演化阶段(Li et al., 2003a)。

沉积学研究表明, 南华裂谷具有典型裂谷盆地的沉积演化特征(王剑, 2000; Wang and Li, 2003)。其中, 裂谷盆地早期形成阶段的成因相组合以洪冲积相组合、陆相(或海相)火山岩及火山碎屑岩相组合、滨浅海相组合、淹没碳酸盐台地及欠补偿盆地黑色页岩相组合为代表; 而中–后期形成阶段的成因相组合则以滨岸边缘相至深海相组合、冰期冰碛岩相组合、碳酸盐岩及碳硅质细碎屑岩相组合为特征。南华裂谷的古地理演化特征反映了其由陆变海、由地堑–地垒相间盆地变广海盆地、由浅海变深海、盆地由小变大的演化过程(王剑, 2000; Wang and Li, 2003)。

最近, 笔者针对康滇裂谷充填沉积开展了系统的沉积学和盆地分析研究, 结果表明其主要演化阶段包括820～800 Ma和800～725 Ma两个时期(崔晓庄等, 2014)。其中, 820～800 Ma属快速沉降阶段, 典型沉积物为低密度浊流和深水饥饿沉积; 800～725 Ma属成熟发展阶段, 典型沉积物为扇三角洲–湖泊沉积。此外, 最新获得的澄江组底部玄武岩年龄为800 Ma左右(崔晓庄等, 2015), 与苏雄组双峰式火山岩喷发年龄基本一致, 结合800～725 Ma期间沉积超覆范围显著扩大的地质事实, 可以确认800 Ma是康滇裂谷演化过程中的重要时间节点。

不难看出, 尽管对于华南新元古代裂谷作用存在阶段性特征已达共识, 但对其确切期次及时限则仍无定论。针对于此, 笔者在尽量保证精度、避免重复的基础上, 系统收集了华南新元古代裂谷盆地典型地层的锆石U-Pb年龄(表1)。在年龄分布直方图上(图6), 这些地层年龄明显存在 5组高峰, 其中前两组较为显著。通过计算其加权平均值, 确认各组的峰值年龄分别为 818±2 Ma (MSWD=0.76)、802±1 Ma (MSWD=1.05)、780±4 Ma (MSWD=3.8)、 756±4 Ma (MSWD=1.7)和728±5 Ma (MSWD=1.4)(图7)。

图 6　华南新元古代裂谷盆地系统的典型地层年龄分布直方图(数据来源见表1)Fig.6　Typical stratigraphic age histograms of the Neoproterozoic rift basins in South China

王剑等(2003)认为华南新元古代裂谷盆地系统沉积超覆的启动时间应为820 Ma左右, 与本文计算得出的华南新元古代裂谷盆地充填沉积的底界峰值年龄818±2 Ma完全吻合, 表明华南新元古代裂谷作用的起始年龄确实为820 Ma。实际上, 华南新元古代可能与裂谷作用有关的岩浆活动开始于 850 Ma左右(Li et al., 2008b), 并于825 Ma左右达到一个活动高峰(Li et al., 2003a, 2003b, 2008a), 桂北基性–超基性岩脉群(828±7 Ma, Li et al., 1999)、益阳科马提质玄武岩(826±3 Ma, Wang et al., 2007b)及花山大陆溢流玄武岩(824±9 Ma, Deng et al., 2013)等均为这期岩浆活动的代表性记录。可以看出, 这期岩浆活动对碧口–汉南裂谷和南华裂谷的裂谷作用影响较为显著, 但对康滇裂谷影响并不明显(图6)。

800 Ma左右应该是华南新元古代与裂谷相关的岩浆活动的顶峰时期, 扬子陆块周缘发育了大量的双峰式岩浆岩记录, 如苏雄组双峰式火山岩(Li et al., 2002)、上墅组双峰式火山岩(Wang et al., 2012c)及晓峰双峰式侵入岩(Li et al., 2004)等。其中, 在扬子陆块西缘形成了一个 800 Ma左右的双峰式岩浆岩带, 可能形成于大陆裂谷环境(崔晓庄等, 2015)。同时, 沉积记录也指示800 Ma以后华南裂谷作用进入了一个新的发展阶段, 表现为沉积超覆范围明显扩大、移地滨岸相沉积大量形成、各次级盆地连通性显著加强, 该阶段裂谷充填沉积的底部峰值年龄为802±1 Ma (图7)。因此, 800 Ma左右的裂谷岩浆活动应与裂谷作用进入新的发展阶段密切相关, 其中南华裂谷和康滇裂谷尤为显著(图6)。

780 Ma和750 Ma左右是华南新元古代裂谷岩浆活动的另外两个次级高峰, 但这两期岩浆活动具有分布范围局限和以岩浆侵入活动为主的特点, 与800 Ma左右的裂谷岩浆活动形成鲜明对比。同时,该时期华南新元古代裂谷盆地的充填沉积也未发生显著转变, 如沉积时限为800～725 Ma的澄江组、开建桥组及莲沱组等地层均为连续过渡沉积(刘鸿允, 1991; 王剑, 2000; 江新胜等, 2012), 而桂北地区丹洲群拱洞组也与下伏合桐组二段同属一个沉积旋回(杨菲等, 2012)。不难看出, 华南新元古代裂谷作用于780 Ma和750 Ma左右并未发生明显变化, 而与800 Ma同属一个演化阶段。因此, 华南这两个时期的裂谷岩浆活动应该是裂谷作用持续进入成熟发展阶段的重要促进因素, 而其中对南华裂谷的影响最为明显(图6)。

图7　华南新元古代裂谷盆地系统典型地层年龄的加权平均值Fig.7　Weighted averages ages of typical stratigraphic units of the Neoproterozoic rift basins in South China

华南新元古代裂谷盆地充填沉积的顶界峰值年龄为728±5 Ma (图7), 与Zhang et al. (2008)发表的高涧群牛牯坪组凝灰岩年龄(725±10Ma)基本吻合,暗示华南Sturtian冰期的起始年龄应为720 Ma左右,而非一些学者提出的780 Ma (如高林志等, 2013)。张世红等(2008)认为Sturtian冰期记录在华南的分布厚度和类型受裂谷盆地伸展断层活动的影响或控制,二者存在十分密切的关系。因此, 725 Ma左右应该是该阶段裂谷作用的终止时间。应当说明的是, 华南 Sturtian期裂谷作用存在与否及其与冰碛岩发育存在何种关系, 仍有待进一步研究确定。

已有沉积学研究资料表明, 华南新元古代裂谷盆地系统沉积充填主要由两个向上变细的沉积旋回组成(刘鸿允, 1991; 王剑, 2000; Wang and Li, 2003;江新胜等, 2012 崔晓庄等, 2014)。下部以丹洲群白竹组和合桐组二段、下江群甲路组和乌叶组、板溪群沧水铺组和马底驿组以及陆良组一段等地层为代表, 底部为砾岩、砂砾岩, 向上迅速变为粉砂岩、泥岩及白云岩, 反映了一个由陆地迅速转变为较深水盆地的沉积演化过程, 这些地层的沉积时限介于820～800 Ma; 上段以丹洲群合桐组二段和拱洞组,下江群番召组、清水江组、平略组和隆里组、板溪群五强溪组和牛牯坪组、陆良组二段和牛头山组、澄江组、开建桥组以及莲沱组为代表, 由底部的砾岩或砂砾岩、砂岩, 向上逐渐过渡为含砾砂岩、砂岩、粉砂岩及粉砂质泥岩, 反应了一个沉积盆地逐渐进入成熟发展阶段的演化过程, 这些地层的沉积时限为800～725 Ma。显见, 华南新元古代裂谷盆地系统的这种沉积演化过程与前面提及的岩浆活动特征之间具有明显的耦合性。

综上所述, 本文确认华南新元古代裂谷作用可分为两期: 820～800 Ma和800～725 Ma。其中, 第I期的特点为陆地迅速变为较深水盆地, 同时先期已开始发育裂谷岩浆活动; 第 II期的特点为盆地大面积沉降且连通性明显加强, 同时广泛发育双峰式岩浆活动。此外, 以上论述还进一步证实华南新元古代裂谷作用与岩浆活动之间存在明显的耦合关系,但各期岩浆活动对各裂谷盆地裂谷作用的影响程度存在一定差异。

5　结　论

(1) LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学研究结果表明,桂北地区丹洲群合桐组二段底部凝灰岩夹层的形成时间为801±4 Ma; 拱洞组底部凝灰岩夹层具有三组有效的206Pb/238U谐和年龄821±3 Ma、802±3 Ma和781±5 Ma, 其中前两组年龄代表捕获锆石的形成时间,而最年轻的一组年龄应为凝灰岩夹层的形成时间。

(2) 桂北地区丹洲群沉积时限为820～725 Ma。其中, 白竹组和合桐组一段沉积时限为820～800 Ma,与下江群甲路组和乌叶组、板溪群沧水铺组和马底驿组、西乡群孙家河组及陆良组一段相当; 合桐组二段沉积时限为800～780 Ma, 与下江群番召组相当; 拱洞组沉积时限为780～725 Ma, 可与下江群清水江组、平略组和隆里组, 板溪群五强溪组中上部和牛牯坪组, 西乡群大石沟组中上部和三郎铺组, 陆良组二段以及澄江组、开建桥组、莲沱组、虹赤村组和上墅组的中上部直接对比。

(3) 华南新元古代裂谷盆地系统典型地层的锆石U-Pb年龄存在 5组高峰, 分别为 818±2 Ma、802±1 Ma、780±4 Ma、756±4 Ma及728±5 Ma。综合华南新元古代岩浆活动特征和沉积演化过程, 确认华南新元古代裂谷作用存在 820～800 Ma和800～725 Ma两个期次。华南新元古代幕式岩浆活动对裂谷作用的演化过程影响显著, 但对各裂谷盆地的影响程度存在差异。

致谢: 野外工作期间得到了贵州省地质调查院陈建书高级工程师和彭成龙工程师的协助, 岩矿鉴定工作得到了成都地质调查中心闵际坤研究员的帮助, LA-ICP-MS锆石 U-Pb定年工作得到了中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室胡兆初教授的指导, 中国科学院广州地球化学研究所李武显研究员和另一位匿名审稿专家的修改意见明显提高了论文质量, 在此表示衷心感谢。

崔建堂, 韩芳林, 张拴厚, 王根宝, 王北颖, 王学平, 彭海练, 王金安, 郭崎明, 彭埃英, 崔海曼. 2010. 南秦岭西乡群锆石SHRIMP U-Pb年龄及其构造地质意义.陕西地质, 28(2): 53–58.

崔晓庄, 江新胜, 王剑, 卓皆文, 江卓斐, 伍皓, 邓奇, 魏亚楠. 2015. 扬子西缘澄江组底部玄武岩形成时代新证据及其地质意义. 岩石矿物学杂志, 34(1): 1–13.

崔晓庄, 江新胜, 王剑, 卓皆文, 伍皓, 熊国庆, 陆俊泽,邓奇, 江卓斐. 2014. 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. 沉积学报, 32(3): 399–409.

崔晓庄, 江新胜, 王剑, 卓皆文, 熊国庆, 陆俊泽, 邓奇,伍皓, 刘建辉. 2013. 滇中新元古代澄江组层型剖面锆石U-Pb年代学及其地质意义. 现代地质, 27(3): 547–556.

戴传固, 王敏, 陈建书, 王雪华, 卢定彪, 彭成龙. 2012.黔桂交界龙胜地区玄武岩流纹英安岩组合特征及其地质意义. 地质通报, 31(9): 1379–1386.

邓奇, 王剑, 汪正江, 江新胜, 杜秋定, 伍皓, 杨菲, 崔晓庄. 2013. 扬子北缘西乡群大石沟组和三郎铺组凝灰岩锆石U-Pb年龄及其地质意义. 吉林大学学报(地球科学版), 43(3): 797–819.

高林志, 陈峻, 丁孝忠, 刘耀荣, 张传恒, 张恒, 刘燕学,庞维华, 张玉海. 2011. 湘东北岳阳地区冷家溪群和板溪群凝灰岩SHRIMP锆石U-Pb年龄——对武陵运动的制约. 地质通报, 30(7): 1001–1008.

高林志, 戴传固, 刘燕学, 王敏, 王雪华, 陈建书, 丁孝忠. 2010. 黔东地区下江群凝灰岩锆石U-Pb年龄及其地层意义. 中国地质, 37(4): 1071–1080.

高林志, 刘艳学, 丁孝忠, 张传恒, 王自强, 陈俊, 刘耀荣. 2012. 江南古陆中段沧水铺群锆石U-Pb年龄和构造演化意义. 中国地质, 39(1): 12–20.

高林志, 陆济璞, 丁孝忠, 王汉荣, 刘燕学, 李江. 2013.桂北地区新元古代地层凝灰岩锆石U-Pb年龄及地质意义. 中国地质, 40(5): 1443–1452.

高维, 张传恒. 2009. 长江三峡黄陵花岗岩与莲沱组凝灰岩的锆石SHRIMP U-Pb年龄及其构造地层意义. 地质通报, 28(1): 45–50.

葛文春, 李献华, 李正祥, 周汉文. 2001. 龙胜地区镁铁质侵入体: 年龄及其地质意义. 地质科学, 36(1): 112–118.

耿元生, 杨崇辉, 王新社, 任留东, 杜利林, 周喜文. 2007.扬子地台西缘结晶基底的时代. 高校地质学报, 13(3): 429–441.

广西壮族自治区地质矿产局. 1990. 广西壮族自治区区域地质志. 北京: 地质出版社: 1–43.

广西壮族自治区地质矿产局. 1996. 广西壮族自治区岩石地层. 武汉: 中国地质大学出版社: 1–51.

江新胜, 王剑, 崔晓庄, 卓皆文, 熊国庆, 陆俊泽, 刘建辉. 2012. 滇中新元古代澄江组锆石SHRIMP U-Pb年代学研究及其地质意义. 中国科学: 地球科学, 42(10): 1496–1507.

李献华, 李武显, 何斌. 2012. 华南陆块的形成与Rodinia超大陆聚合‒裂解——观察、解释与检验. 矿物岩石地球化学通报, 31(6): 543–559.

李献华, 王选策, 李显武, 李正祥. 2008. 华南新元古代玄武质岩石成因与构造意义: 从造山运动到陆内裂谷. 地球化学, 37(4): 382–398.

凌文黎, 任邦方, 段瑞春, 柳小明, 毛新武, 彭练红, 刘早学, 程建萍, 杨红梅. 2007. 南秦岭武当山群、耀岭河群及基性侵入岩群锆石U-Pb同位素年代学及其地质意义. 科学通报, 52(17): 1445–1456.

刘鸿允. 1991. 中国震旦系. 北京: 科学出版社: 1–333.

马国干, 李华芹, 张自超. 1984. 华南地区震旦纪时限范围的研究. 宜昌地质矿产研究所所刊, 8: 1–29.

任光明, 庞维华, 孙志明, 尹福光. 2013. 扬子西缘黄水河群玄武岩锆石SHRIMP U-Pb定年及其地质意义.中国地质, 40(4): 1007–1015.

佘振兵. 2007. 中上扬子上元古界‒中生界碎屑锆石年代学研究. 武汉: 中国地质大学博士学位论文: 1–60.

汪正江, 王剑, 段太忠, 谢渊, 卓皆文, 杨平. 2010. 扬子克拉通内新元古代中期酸性火山岩的年代学及其地质意义. 中国科学: 地球科学, 40(11): 1543–1551.

汪正江, 许效松, 杜秋定, 杨菲, 邓奇, 伍皓. 2013. 南华冰期的底界讨论: 来自沉积学与同位素年代学证据.地球科学进展, 28(4): 477–489.

王剑. 2000. 华南新元古代裂谷盆地演化——兼论与Rodinia解体的关系. 北京: 地质出版社: 1–146.

王剑, 李献华, Duan T Z, 刘敦一, 宋彪, 李忠雄, 高永华. 2003. 沧水铺火山岩锆石SHRIMP U-Pb年龄及“南华系”底界新证据. 科学通报, 48(16): 1726–1731.

王剑, 周小琳, 郭秀梅, 付秀根, 高永华. 2013. 华南新元古代盆地开启年龄及沉积演化特征——以赣东北江南次级盆地为例. 沉积学报, 31(5): 834–844.

王孝磊, 周金城, 邱检生, 张文兰, 柳小明, 张桂林. 2006.桂北新元古代强过铝质花岗岩的成因: 锆石年代学和Hf同位素制约. 岩石学报, 22(2): 326–342.

吴荣新, 郑永飞, 吴元保. 2007. 皖南新元古代井潭组火山岩锆石U-Pb定年和同位素地球化学研究. 高校地质学报, 13(2): 282–296.

熊国庆, 江新胜, 崔晓庄, 卓皆文, 陆俊泽, 刘建辉, 汪正江, 王剑. 2013. 扬子西缘元古宙峨边群烂包坪组地层归属及其锆石SHRIMP U-Pb年代学证据. 地学前缘, 20(4): 350–360.

杨菲, 汪正江, 王剑, 杜秋定, 邓奇, 伍皓, 周小琳. 2012.华南西部新元古代中期沉积盆地性质及其动力学分析——来自桂北丹洲群的沉积学制约. 地质论评, 58(5): 854–864.

张世红, 蒋干清, 董进, 韩以贵, 吴怀春. 2008. 华南板溪群五强溪组SHRIMP锆石U-Pb年代学新结果及其构造地层学意义. 中国科学: 地球科学, 38(12): 1496–1503.

周汉文, 李献华, 王汉荣, 李江, 李惠民. 2002. 广西鹰扬关群基性火山岩的锆石U-Pb年龄及其地质意义. 地质论评, 48(增刊): 22–25.

卓皆文, 江新胜, 王剑, 崔晓庄, 伍皓, 熊国庆, 陆俊泽,江卓斐. 2015. 川西新元古界开建桥组底部沉凝灰岩锆石SHRIMP U-Pb年龄及其地质意义. 矿物岩石, 35(1): 91–99.

卓皆文, 江新胜, 王剑, 崔晓庄, 熊国庆, 陆俊泽, 刘建辉, 马铭珠. 2013. 华南扬子古大陆西缘新元古代康滇裂谷盆地的开启时间与充填样式. 中国科学: 地球科学, 43(12): 1952–1963.

Deng Q, Wang J, Wang Z J, Wang X C, Qiu Y S, Yang Q X, Du Q D, Cui X Z and Zhou X L. 2013. Continental flood basalts of the Huashan Group, northern margin of the Yangtze block-implications for the breakup of Rodinia. International Geology Review, 55(15): 1865–1884.

Li X H, Li W X, Li Z X and Liu Y. 2008b. 850-790 Ma bimodal volcanic and intrusive rocks in northern Zhejiang, South China: A major episode of continental rift magmatism during the breakup of Rodinia. Lithos, 102: 341–357.

Li X H, Li Z X, Ge W C, Zhou H W, Li W X, Lin Y and Wingate M T D. 2003b. Neoproterozoic granitoids in South China: Crustal melting above a mantle plume at ca. 825 Ma? Precambrian Research, 122: 45–83.

Li X H, Li Z X, Zhou H W, Liu Y and Kinny P D. 2002. U-Pb zircon geochronology, geochemistry and Nd isotopic study of Neoproterozoic bimodal volcanic rocks in the Kangdian Rift of South China: Implications for the initial rifting of Rodinia. Precambrian Research, 113: 135–154.

Li Z X, Bogdanova S V, Collins A S, Davidson A, DeWaele B, Ernst R E, Fitzsimons I C W, Fuck R A, Gladkochub D P, Jacobs J, Karlstrom K E, Lu S, Natapov L M, Pease V, Pisarevsky S A, Thrane K, and Vernikovsky V. 2008a. Assembly, configuration, and break-up history of Rodinia: A synthesis. Precambrian Research, 160: 179–210.

Li Z X, Evans D A D and Zhang S. 2004. A 90° spin on Rodinia: Possible causal links between the Neoproterozoic supercontinent, superplume, true polar wander and low-latitude glaciation. Earth and Planetary Science Letters, 220: 409–421.

Li Z X, Li X H, Kinny P D and Wang J. 1999. The breakup of Rodinia: Did it start with a mantle plume beneath South China? Earth and Planetary Science Letters, 173: 171–181.

Li Z X, Li X H, Kinny P D, Wang J, Zhang S H and Zhou H W. 2003a. Geochronology of Neoproterozoic syn-rift magmatism in the Yangtze Craton, South China and correlations with other continents: Evidence for a mantle superplume that broke up Rodinia. Precambrian Research, 122: 85–109.

Ling W L, Gao S, Zhang B R, Li H M, Liu Y and Cheng J P. 2003. Neoproterozoic tectonic evolution of the northwestern Yangtze craton, South China: Implicationsfor amalgamation and break-up of the Rodinia Supercontinent. Precambrian Research, 122: 111–140.

Liu X M, Gao S, Diwu C R and Ling W L. 2008a. Precambrian crustal growth of Yangtze Craton as revealed by detrital zircon studies. American Journal of Science, 308(4): 421–468.

Liu Y S, Hu Z C, Gao S, Günther D, Xu J, Gao C G and Chen H L. 2008b. In situ analysis of major and trace elements of anhydrous minerals by LA-ICP-MS without applying an internal standard. Chemical Geology, 257: 34–43.

Liu Y S, Hu Z C, Zong K Q, Gao C G, Gao S, Xu J and Chen H H. 2010. Reappraisement and refinement of zircon U-Pb isotope and trace element analyses by LA-ICP-MS. Chinese Science Bulletin, 55(15): 1535–1546.

Wang D, Wang X L, Zhou J C and Shu X J. 2013. Unraveling the Precambrian crustal evolution by Neoproterozoic conglomerates, Jiangnan orogen: U-Pb and Hf isotopes of detrital zircons. Precambrian Research, 233: 223–236.

Wang J and Li Z X. 2003. History of Neoproterozoic rift basins in South China: Implications for Rodinia break-up. Precambrian Research, 122: 141–158.

Wang L J, Griffin W L, Yu J H, and O’Reilly S Y. 2012a. Precambrian crustal evolution of the Yangtze Block tracked by detrital zircons from Neoproterozoic sedimentary rocks. Precambrian Research, 177: 131–144.

Wang W and Zhou M F. 2012. Sedimentary records of the Yangtze Block (South China) and their correlation with equivalent Neoproterozoic sequences on adjacent continents. Sedimentary Geology, 265–266: 126–142.

Wang X C, Li X H, Li W X and Li Z X. 2007b. Ca. 825 Ma komatiitic basalts in South China: First evidence for >1500 ℃ mantle melts by a Rodinian mantle plume. Geology, 35(12): 1103–1106.

Wang X C, Li X H, Li W X and Li Z X. 2009. Variable involvements of mantle plumes in the genesis of mid-Neoproterozoic basaltic rocks in South China: A review. Gondwana Research, 15: 381–395.

Wang X C, Li X H, Li W X, Li Z X, Liu Y, Yang Y H, Liang X R and Tu X L. 2008. The Bikou basalts in the northwestern Yangtze block, South China: Remnants of 820-810 Ma continental flood basalts? Geological Society of American Bulletin, 120: 1478–1492.

Wang X C, Li X H, Li Z X, Li Q, Tang G Q and Gao Y Y. 2012b. Episodic Precambrian crust growth: Evidence from U-Pb ages and Hf-O isotopes of zircon in the Nanhua Basin, central South China. Precambrian Research, 222-223: 386–403.

Wang X C, Li Z X, Li X H, Li Q L and Zhang Q R. 2011. Geochemical and Hf-Nd isotope data of Nanhua rift sedimentary and volcaniclastic rocks indicate a Neoproterozoic continental flood basalt provenance. Lithos, 127: 427–440.

Wang X L, Shu L S, Xing G F, Zhou J C, Tang M, Shu X J, Qi L and Hu Y H. 2012c. Post-orogenic extension in the eastern part of the Jiangnan orogen: Evidence from ca 800-760 Ma volcanic rocks. Precambrian Research, 222-223: 404–423.

Wang X L, Zhou J C, Griffin W L, Wang R C, Qiu J S, O’Reilly S, Xu X S, Liu X M and Zhang G L. 2007a. Detrital zircon geochronology of Precambrian basement sequences in the Jiangnan orogen: Dating the assembly of the Yangtze and Cathaysia blocks. Precambrian Research, 159: 117–131.

Wang X L, Zhou J C, Griffin W L, Zhao G C, Yu J H, Qiu J S, Zhang Y J and Xing G F. 2014. Geochemical zonation across a Neoproterozoic orogenic belt: Isotopic evidence from granitoids and metasedimentary rocks of the Jiangnan orogen, China. Precambrian Research, 242: 154–171.

Xia L Q, Xia Z C, Xu X Y, Li X M and Ma Z P. 2012. Mid-Late Neoproterozoic rift-related volcanic rocks in China: Geological records of rifting and break-up of Rodinia. Geoscience Frontiers, 3(4): 375–399.

Yan Q R, Hanson A D, Wang Z Q, Druschke P A, Yan Z, Wang T, Liu D Y, Song B, Jian P, Zhou H and Jiang C F. 2004. Neoproterozoic subduction and rifting on the northern margin of the Yangtze plate, China: Implications for Rodinia reconstruction. International Geology Review, 46: 817–832.

Yao J L, Shu L S, Santosh M and Zhao G C. 2014. Neoproterozoic arc-related mafic-ultramafic rocks and syn-collision granite from the western segment of the Jiangnan Orogen, South China: Constraints on the Neoproterozoic assembly of the Yangtze and Cathaysia blocks. Precambrian Research, 243: 39–62.

Zhang Q R, Li X H, Feng L J, Huang J and Song B. 2008. A new age constraint on the onset of the Neoproterozoic glaciations in the Yangtze Platform, South China. The Journal of Geology, 116: 423–429.

Zhou C, Tucker R, Xiao S, Peng Z, Yuan X and Chen Z.2004. New constraints on the ages of Neoproterozoic glaciations in south China. Geology, 32: 437–440.

Zhou J B, Li X H, Ge W C and Li Z X. 2007. Age and origin of middle Neoproterozoic mafic magmatism in southern Yangtze Block and relevance to the break-up of Rodinia. Gondwana Research, 12: 184–197.

Zircon U-Pb Geochronological Results of the Danzhou Group in Northern Guangxi and Their Implications for the Neoproterozoic Rifting Stages in South China

CUI Xiaozhuang1,2,3, JIANG Xinsheng1,3, DENG Qi1,3*, WANG Jian1,3, ZHUO Jiewen1,3, REN Guangming1, CAI Juanjuan4, WU Hao1and JIANG Zhuofei1
(1. Chengdu Center, China Geological Survey, Chengdu 610081, Sichuan, China; 2. Institute of Sedimentary Geology, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, Sichuan, China; 3. MLR Key Laboratory of Sedimentary Basin and Oil and Gas Resources, Chengdu 600081, Sichuan, China; 4. Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China)

The Danzhou Group in the northern Guangxi is a suite of typical rift filling successions in the southern Nanhua Rift Basin. For a better understanding of the Neoproterozoic rifting stages in South China, it is important to determine the specific depositional age and regional stratigraphic correlation of the Danzhou Group. In this study, LA-ICP-MS zircon U-Pb dating was carried out on magmatic zircons from the tuff interbeds in the lowermost part of the upper Hetong and Gongdong Formations, and yielded ages of 801±4 Ma (MSWD=0.08) and 781±5 Ma (MSWD=0.04), respectively. Regionally, the Baizhu and the lower Hetong Formations of the Danzhou Group should be correlated with the Jialu and Wuye Formations of the Xiajiang Group, the Cangshuipu and Madiyi Formations of the Banxi Group, the Sunjiahe Formation of the Xixiang Group, and the lower Luliang Formation, which were deposited between 820 Ma and 800 Ma. The upper Hetong Formation should be equivalent to the Fanzhao Formation that was formed between 800 Ma and 780 Ma. The Gongdong Formation should be compared with the Qingshuijiang, Pinglue, and Longli Formations of the Xiajiang Group, the middle-upper Wuqiangxi and Niuguping Formations of the Banxi Group, the middle-upper Dashigou and Sanlangpu Formations of the Xixiang Group, the upper Luliang Formation, and the middle-upper part of Chengjiang, Kaijianqiao, Liantuo, Hongchicun and Shangshu Formations, and their depositional ages were dated to be 780 ‒ 725 Ma. Representative zircon U-Pb ages from the typical filling successions in the Neoproterozoic rift basins were compiled. It is demonstrated that there are five peak ages such as 818±2 Ma, 802±1 Ma, 780±4 Ma, 756±4 Ma and 728±5 Ma. Among them, 818±2 Ma represents the initial age of the sedimentary overlap in the Neoproterozoic rift basins; 802±1 Ma represents the starting age of drastic basin subsidence together with abundant bimodal magmatism; 780±4 Ma and 756±4 Ma are the two peak ages of magmatic intrusions, however, the sedimentation had no apparent transitions; 728±5 Ma approached the top age of the pre-Sturtian successions, suggesting the onset of Sturtian glaciation in South China should be later than ca. 720 Ma, rather than 780 Ma. Combined with sediment geological data, we further suggest that the Neoproterozoic rifting in South China can be divided into two stages, one was 820 ‒ 800 Ma, and the other 800 ‒ 725 Ma. Moreover, there is obvious coupling relationships between the Neoproterozoic magmatism and rifting in South China; nevertheless, even though the impact of episodic magmatism in each basin varied.

northern Guangxi province; Danzhou Group; zircon U-Pb age; Neoproterozoic; rifting; South China

P597

A

1001-1552(2016)05-1049-015

10.16539/j.ddgzyckx.2016.05.012

2014-06-09; 改回日期: 2014-09-17

项目资助: 国家自然科学基金项目(41502114、41402103、41030315)、中国地质调查局项目(121201010000150016-02、121201010000150002-09)和成都地质调查中心青年基金项目(2015-09)联合资助。

崔晓庄(1984–), 男, 硕士, 助理研究员, 从事沉积学与前寒武纪地质研究。Email: cgscuixz@126.com

邓奇(1983–), 男, 博士, 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