浙北富阳地区新元古代骆家门组沉积时限的厘定*

2022-05-13姚卫华蔡小碧孙大亥龙香月朱孔阳李献华

岩石学报 2022年4期

姚卫华蔡小碧孙大亥龙香月朱孔阳李献华

1. 中山大学地球科学与工程学院，广州 510275 2. 广东省地球动力作用与地质灾害重点实验室，广州 510275 3. 浙江省地质调查院，杭州 311203 4. 浙江大学地球科学学院，杭州 310027 5. 中国科学院地质与地球物理研究所，岩石圈演化国家重点实验室，北京 100029

中-新元古代时期四堡造山运动(或称江南造山运动)将扬子地块和华夏地块拼合成一个完整的华南板块(图1, Lietal., 2009; Wangetal., 2012b)。该造山事件在华南地区留下了赣东北洋壳残余体(蛇绿岩, Zhou, 1989; Shuetal., 1994)，浙北双溪坞弧火山岩(Lietal., 2009)及广泛的可能尚未出露到地表的四堡造山单元(Dongetal., 2015)。因此，赣东北蛇绿岩和浙北双溪坞弧火山岩是为数不多的出露到地表的四堡造山单元地质体。由于赣东北地区构造复杂、断层发育，蛇绿岩与其上覆地质体的接触关系不明，而浙北地区可以找到双溪坞弧火山岩与上覆地质体(骆家门组)直接接触的露头，因此浙北地区骆家门组是四堡造山运动结束后新一轮沉积盆地的最直接、最初始的沉积记录，其精确沉积时限对了解华南新元古代新一轮沉积盆地的开启具有重要意义。然而，限于定年技术的精度和(沉)凝灰岩夹层的采样缺失，以往骆家门组的沉积年龄数据和地质意义存在争议。

图1 华南新元古代南华沉积盆地简图(据Wang and Li, 2003; Li et al., 2008a修改)Fig.1 A sketch map of the Neoproterozoic Nanhua Basin in South China (modified after Wang and Li, 2003; Li et al., 2008a)

本文以浙北富阳地区骆家门组为研究对象，对其顶和底部出现的两套沉凝灰岩地层进行采样，开展SIMS锆石U-Pb定年分析，并据此限定了骆家门组的沉积时限。在此基础上，我们建议四堡造山运动结束后华南板块新元古代新一轮沉积盆地的开启时间应略早于845Ma。

1 骆家门组沉积剖面概况及沉凝灰岩样品特征

在浙北富阳地区范围内，新元古代骆家门组主要出露于楼塔镇-神功村-骆村-盛村一线，与下伏因四堡造山运动而强烈变形的双溪坞群章村组呈角度不整合接触(图2、图3a)，因此骆家门组应属于四堡造山运动结束后新一轮沉积盆地的产物。骆家门组底部以砾岩为主，砾石成分复杂，以花岗质和闪长质砾石为主，并可见片理化火山岩砾石；下部以砂质砾岩、含砾中粗粒岩屑砂岩、中粗粒岩屑砂岩为主，夹灰绿色沉角砾凝灰岩；中上部是由细-粉砂岩、粉砂岩、粉砂质泥岩、硅质泥岩等组成的韵律层，偶夹沉凝灰岩、凝灰质粉砂岩等薄层(马瑞士和张健康, 1977)。

本次研究对浙北富阳地区出露的骆家门组地层进行了沉积剖面测制，包括以出露第1～17小层为主的神功村-骆村剖面和以出露第17～25小层为主的直坞村剖面(图2)。这两条剖面以第17小层(下部约3m厚灰黄色含砾中-粗粒岩屑长石砂岩和中上部约2～3m厚灰绿色沉凝灰岩)为标志层进行地层对比(图3)。神功村-骆村剖面上，骆家门组地层倾向为北西-北北西向，倾角约27°～45°，覆盖在高角度产出的双溪坞群章村组地层之上(图2、图3a)；直坞村剖面上，骆家门组地层倾向为北西西-北西向，倾角约35°～55°，下伏于虹赤村组含砾粗粒岩屑长石砂岩层之下(图2)。虹赤村组含砾粗粒岩屑长石砂岩层中的砾石成分主要是粉砂质泥岩(图3b)，与下伏骆家门组顶部的岩石成分(粉砂质泥岩)基本一致，表明虹赤村组底部的砾石可能来源于下伏骆家门组中的粉砂质泥岩。虹赤村组底部的泥砾及虹赤村组与骆家门组之间的平行不整合接触关系(图3c)暗示该地区在骆家门组沉积之后可能发生过区域抬升作用(马瑞士和张健康, 1977)。沉积剖面测制表明，骆家门组总厚度约1500m，保存了5套厚度不一的沉角砾凝灰岩、沉凝灰岩及凝灰质粉砂岩夹层(图3)及数条侵入骆家门组地层的新元古代岩脉(808±7Ma，Maetal., 2017；图3中未对侵位岩脉进行标识)。

图2 浙北富阳地区新元古代地质简图(据颜铁增等, 1992(1)颜铁增, 张岩, 裘建国, 包超民. 1992. 1:5万河上镇幅地质图修改)

灰绿色沉角砾凝灰岩样品19ZJ10-1(采样坐标29°53′30.0″N、120°02′17.9″E)，采自于神功村-骆村剖面骆家门组第2小层(图2、图3)。野外露头上呈块状-厚层状构造，沉角砾凝灰结构，角砾直径约2～8mm，棱角状-次棱角状，角砾成分为霏细岩、熔结凝灰岩、凝灰岩等，角砾含量约占35%，岩石整体经蚀变呈绿泥石化(图4a)，显微镜下可见以石英和斜长石为主的晶屑(图4b)，总体的火山碎屑物质约占55%～60%。

灰白色沉凝灰岩样品19ZJS03(采样坐标29°55′11.0″N、120°05′55.0″E)，采自于直坞村剖面骆家门组第24小层(图2、图3)。野外露头上呈中厚层状构造(图4c)，沉凝灰结构，放大镜下基本看不到矿物颗粒，粘土矿物含量高。显微镜下可见大量以石英和长石为主的晶屑颗粒，粒径约0.05～0.15mm(图4d)，也可见少量玻屑物质，总体的火山碎屑物质占比50%左右。

2 分析方法

重矿物分选工作在河北廊坊宇能岩石矿物分选技术服务有限公司完成，从每件样品中选取大约3kg新鲜岩石，将其粉碎、淘洗并进行重液分离和电磁分离，然后在双目显微镜下挑选出晶形完好的锆石颗粒。锆石颗粒制靶及显微光学照相工作在中国科学院地质与地球物理研究所完成，具体步骤如下：将选出的锆石和用于分馏校正的标样锆石91500一起固定于环氧树脂靶上，待固结后将样品靶抛光，使得锆石颗粒露出最大横截面，在偏光显微镜下对锆石进行反射光、透射光显微照相，并在Reliotron Ⅲ型阴极发光显微镜下进行锆石阴极发光照相，综合这些图像对锆石内部结构和形态进行综合分析，以期选取最佳的待测锆石点位。锆石U-Pb定年在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室Cameca IMS-1280型二次离子质谱仪(SIMS)上进行，仪器分析方法如下：强度约为10nA的一次氧离子束在-13kV下加速，经过一次离子光学系统聚焦在样品上形成一个30μm×20μm的椭圆形测点束斑。为避免样品表面在制备及镀金时所引入的普通铅，在测试之前对样品表面进行预剥蚀，通过离子偏转板控制一次离子束在约两分钟时间内反复扫描30μm×30μm 的范围，将样品表面约60μm×50μm的镀金层去除。预剥蚀结束后，一次离子束开始静态轰击样品，在每个测点正式测试之前会自动进行二次离子的能量峰及质量峰的调整，使每个测点的分析状态尽可能一致。每一个测点的分析包括7个接收循环，时间约10min。普通Pb校正采用实测204Pb值。年龄的绝对误差和同位素比值的相对误差均为1σ，206Pb/238U年龄以95%置信区间引用。数据处理及年龄谐和图的生成采用ISOPLOT程序(Ludwig, 2001)完成。

表1 浙北富阳地区沉凝灰岩(样品19ZJ10-1和19ZJS03)锆石U-Pb同位素定年结果

图4 浙北富阳地区沉角砾凝灰岩样品(19ZJ10-1)和沉凝灰岩样品(19ZJS03)的野外及正交偏光显微照片Qtz-石英;Pl-长石Fig.4 Field photos and micrograph photos (under crossed polarized light) of tuffites (samples 19ZJ10-1 and 19ZJS03) from the Luojiamen Formation, the Fuyang area, northern ZhejiangQtz-quartz; Pl-plagioclase

3 分析结果

样品19ZJ10-1中的锆石颗粒大多数为浅黄色、无色到透明或半透明，晶形自形-半自形，呈柱状、短柱状、钝圆状或不规则状，颗粒直径大多数在100μm左右，少数达150μm，长宽比在2:1到1:1之间(图5e)。阴极发光图像中，锆石显示明显的岩浆振荡环带结构，但形态差异较明显，推测应属于不同期次的岩浆锆石成因(图5e)。选择其中有明显振荡环带结构、无裂缝、无包裹体的85颗锆石进行U-Pb同位素年龄测定，数据结果见表1。85个测试点的年龄谐和度均在95%置信区间以内，206Pb/238U年龄范围从913Ma到835Ma(表1)。Terra-Wasserburg谐和图上(图5a)，我们计算出三组谐和年龄，从老到新依次为903.4±6.4Ma(MSWD=0.01)、874.5±1.5Ma(MSWD=0.014)和846.6±3.1Ma(MSWD=0.0023)。对这些测试年龄进一步做加权平均年龄计算，得到的三组加权206Pb/238U平均年龄依次为901.7±6.6Ma(MSWD=0.26)、873.4±3.2Ma(MSWD=0.59)和845.0±7.3Ma(MSWD=0.08)(图5b)。年龄谱图上可见85个谐和年龄聚集成三组峰值年龄，分别为900Ma、873Ma和845Ma(图5c)。该样品85个锆石测试点的阴极发光图像大多数有岩浆振荡环带，Th含量范围为13×10-6～576×10-6，U含量范围为36×10-6～398×10-6，Th/U比值范围为0.32～1.53(表1、图5d)，支持这些锆石均为岩浆成因锆石(Wu and Zheng, 2004)。

图5 富阳地区骆家门组底部沉角砾凝灰岩(样品19ZJ10-1) Tera-Wasserburg谐和图(a)、锆石U-Pb加权平均年龄图(b)、锆石U-Pb年龄频谱直方图(c)、锆石T/U比值与U-Pb年龄的散点图(d)及代表性锆石阴极发光图像(e)图a中“n=85/85”指示谐和年龄点数/总测试点数(谐和度置信区间为95%～105%)Fig.5 SIMS zircon U-Pb Tera-Wasserburg concordia plot (a), U-Pb weighted mean age plot (b), U-Pb age histogram plot (c), zircon Th/U vs U-Pb age plot (d) and selected zircon CL images (e) of the Neoproterozoic tuffite (Sample 19ZJ10-1) from the bottom of the Neoproterozoic Luojiamen Formation“n=85/85” in Fig.5a indicates the number of concordant ages and number of total analyses, with concordance cut-off level set at 95%～105%

样品19ZJS03中的锆石大部分为浅黄色、无色到透明或半透明，晶形自形-半自形，呈不规则状、短柱状、棱柱状，粒度多在50～100μm，长宽比在2:1到1:1之间(图6e)。选择其中有明显振荡环带结构、无裂缝、无包裹体的22颗锆石进行U-Pb同位素年龄测定，其结果显示，22个测试点的年龄谐和度均在95%置信区间以内，206Pb/238U年龄范围从886Ma到807Ma(表1)。Terra-Wasserburg谐和图上可得到两组谐和年龄：871.5±7.3Ma(MSWD=0.00032)和829.8±2.5Ma(MSWD=0.075)(图6a)，其加权206Pb/238U平均年龄分别为872±11Ma(MSWD=0.62)和829.7±8.3Ma(MSWD=1.80)(图6b)。年龄谱图上可见22个谐和年龄聚集成870Ma和830Ma两组峰值年龄(图6c)。此外，该样品的阴极发光图像大多数有岩浆振荡环带，22个锆石测试点的Th/U比值范围为0.36～1.70(表1；图6d)，说明它们可能均为岩浆成因锆石(Wu and Zheng, 2004)。

图6 富阳地区骆家门组顶部沉凝灰岩(样品19ZJS03) Tera-Wasserburg谐和图(a)、锆石U-Pb加权平均年龄图(b)、锆石U-Pb年龄频谱直方图(c)、锆石T/U比值与U-Pb年龄的散点图(d)及代表性锆石阴极发光图像(e)图a中“n=22/22”指示谐和年龄点数/总测试点数(谐和度置信区间为95%～105%)Fig.6 SIMS zircon U-Pb Tera-Wasserburg concordia plot (a), U-Pb weighted mean age plot (b), U-Pb age histogram plot (c), zircon Th/U vs U-Pb age plot (d) and selected zircon CL images (e) of the Neoproterozoic tuffite (Sample 19ZJS03) from the top of the Neoproterozoic Luojiamen Formation“n=85/85” in Fig.6a indicates the number of concordant ages and number of total analyses, with concordance cut-off level set at 95%～105%

4 讨论

4.1 骆家门组的沉积时限

由于缺乏高精度的定年数据，骆家门组的沉积时限难以确定。关于骆家门组的最大沉积时限(即骆家门组底部的沉积年龄)，高林志等(2014)曾通过骆家门组底部砾岩中的闪长岩砾石工作来进行约束。闪长岩砾石中选取的锆石U-Pb定年数据得到两组年龄为901±9Ma和879±5Ma，代表了砾石来自于两种有着不同结晶年龄的闪长岩，而包含了这些砾石的骆家门组底部砾岩的沉积年龄应小于闪长岩砾石的结晶年龄879±5Ma(高林志等, 2014)。Wangetal.(2013)也对骆家门组底部砾岩开展了锆石年代学工作，研究样品包括一块砾岩样品10ZJ-4-2和一块砾岩中的花岗岩砾石样品13ZJ-1-1。样品10ZJ-4-2中的碎屑锆石给出了一个年龄群863±4Ma，代表了该砾岩的最大沉积年龄；样品13ZJ-1-1中的锆石给出了一组年龄906±14Ma，代表了花岗岩的结晶年龄。据此，骆家门组底部砾岩的最大沉积年龄应该小于花岗岩的结晶年龄906±14Ma，更准确地说，不早于863±4Ma(Wangetal., 2013)。张恒等(2015)采集了骆家门组中下部两块凝灰岩样品，其锆石年代学结果分别为832±6Ma和824±5Ma。综合这些前人研究成果，我们可推测骆家门组底部的沉积年龄应处于863Ma和832Ma之间。然而，由于缺乏骆家门组底部砾岩层中的凝灰岩夹层数据，我们仍无法得知骆家门组底部开始发生沉积的精确年龄。关于骆家门组的最小沉积时限(即骆家门组顶部的沉积年龄)，前人一般用上覆于骆家门组的虹赤村组火山岩年龄797±11Ma(Lietal., 2008b)来进行约束。近年报道的侵入骆家门组的辉绿岩墙(808±8Ma，Maetal., 2017)进一步限定了骆家门组顶部的沉积年龄不晚于808Ma。然而，由骆家门组顶部地层直接记录的沉积年龄依然有待确定。

本文从骆家门组底部砾岩及砂质砾岩夹层中采集了一块沉角砾凝灰岩样品19ZJ10-1(图3)，对其进行锆石矿物分选和U-Pb定年，得到了3组年龄群(900Ma、873Ma和845Ma，图5)。其中最年轻的年龄群845Ma来自于11颗锆石，其加权206Pb/238U平均年龄为845±7Ma(图5b)。这11颗锆石颗粒棱角分明，具有明显的岩浆振荡环带结构，Th/U比值均大于0.4(图5d)，说明它们可能都是岩浆成因的锆石(Wu and Zheng, 2004)。沉角砾凝灰岩作为一种介于火山岩和碎屑沉积岩之间的岩石类型，代表了火山物质喷发后再重新堆积的火山碎屑重力流沉积(Schmid, 1981)，其沉积年龄一般略小于它记录的最年轻锆石年龄群。据此，我们推测骆家门组底部沉角砾凝灰岩的沉积年龄应略晚于845±7Ma。此外，本文从骆家门组顶部泥质粉砂岩和泥岩夹层中采集了一块沉凝灰岩样品19ZJS03(图3)，得到2组具有岩浆成因的锆石年龄群(870Ma和830Ma)。其中较年轻的年龄群830Ma来自于17颗锆石，其加权206Pb/238U平均年龄为830±8Ma(图6b)。这17颗锆石颗粒具有明显的岩浆振荡环带结构，Th/U比值均大于0.4(图6d)，说明它们可能是火山喷发的产物(Wu and Zheng, 2004)。我们根据沉凝灰岩的沉积特性及锆石定年结果推测骆家门组顶部的沉积年龄大约为830±8Ma。需要指出的是，骆家门组顶部与上覆的虹赤村组底部之间是平行不整合接触关系(图3c)，骆家门组顶部地层被剥蚀了多少不得而知，这些已被剥蚀的骆家门组顶部地层的沉积应发生在830±8Ma之后。结合侵入骆家门组的辉绿岩墙年龄(808±8Ma，Maetal., 2017)，我们认为骆家门组顶部的沉积年龄应略晚于830Ma，但不晚于808Ma。

综上所述，本文认为浙北富阳地区骆家门组的起始沉积时间略早于845Ma，终止沉积时间略晚于830Ma。由于骆家门组沉角砾凝灰岩样品19ZJ10-1之下还有100多米厚的砾岩层，骆家门顶部样品19ZJS03之上还有100m左右厚度的岩层及未知厚度的剥蚀层，骆家门组真实、精确的起始沉积时间和终止沉积时间还需未来进一步的工作和发掘。

4.2 华南地区新元古代南华盆地的开启年龄

四堡造山运动结束后，华南地区作为一个整体的大陆板块进入新一轮沉积盆地演化，其沉积地层广泛分布于扬子地块的东南缘与西缘。其中，分布于扬子东南缘地区的盆地被称为南华盆地，包括湘桂分区、江南分区和浙北分区三个单元(图1、图7；Wang and Li, 2003)。江南分区以陆相火山岩堆积为起始(桃源组，图7)，过渡到以冲积扇相-湖泊相-河流相为主的沉积相组合(翁家岭组和听门组)，并最终被海相沉积超覆(王剑等, 2013)。湘桂分区以陆相冲-洪积扇相为起始(甲路组下段，图7)，迅速过渡到潮坪-滨海-浅海陆棚相等海相沉积(乌叶组和番召组等，图7)，并主体以海相沉积为特点(王剑等, 2006)。本文采样所在的浙北分区则以陆相冲-洪积扇相(骆家门组下部，图7)为起始，逐渐过渡到滨浅海相并最终以海相沉积为主(骆家门组中上部，图7；叶群芳，2017)。王剑等(2013)认为江南分区可能位于南华盆地中相对地势较高的地区，因此以陆相沉积为主，也相对较晚接受海相超覆；而浙北分区和湘桂分区则可能位于盆地中相对地势较低的地区，故而较早被海相沉积超覆，并以海相沉积为主。

图7 华南板块新元古代南华沉积盆地各分区地层对比简图(据Wang and Li, 2003; 邓奇等, 2019修改)图中引用的已发表年龄数据均为火山岩或火山碎屑岩年龄，数据来源：1-Lan et al., 2014; 2-Wang et al., 2016; 3-崔晓庄等, 2016; 4-周汉文等, 2002; 5-马慧英等, 2013; 6-Wang et al., 2012a; 7-Zhang et al., 2008a; 8-Zhang et al., 2008b; 9-Wang et al., 2003; 10-汪正江等, 2013; 11-王剑等, 2006; 12-高林志等, 2012; 13-Wang et al., 2012b; 14-陈科旭等, 2019; 15- Li et al., 2008a; 16-张继彪等, 2020; 17-Li et al., 2008b; 18-Xu et al., 2018; 19-Li et al., 2007; 20-Li et al., 2009; 21-陈辉等, 2016; 22-Dong et al., 2015Fig.7 Correlation of the Neoproterozoic strata across the Nanhua sedimentary basin, South China (modified after Wang and Li, 2003; Deng et al., 2019)All cited ages in the figure are of volcanic and vocaloclastic samples, with data sources: 1-Lan et al., 2014; 2-Wang et al., 2016; 3-Cui et al., 2016; 4-Zhou et al., 2002; 5-Ma et al., 2013; 6-Wang et al., 2012a; 7-Zhang et al., 2008a; 8-Zhang et al., 2008b; 9-Wang et al., 2003; 10-Wang et al., 2013; 11-Wang et al., 2006; 12-Gao et al., 2012; 13-Wang et al., 2012b; 14-Chen et al., 2019; 15-Li et al., 2008a; 16-Zhang et al., 2020; 17-Li et al., 2008b; 18-Xu et al., 2018; 19-Li et al., 2007; 20-Li et al., 2009; 21-Chen et al., 2016; 22-Dong et al., 2015

浙北分区位于南华盆地东北部(图1)，对盆地开启的沉积响应被记录在上覆于四堡造山单元(双溪坞群)的骆家门组中。如前文所述，骆家门组底部砾岩和砂质砾岩中的沉角砾凝灰岩夹层记录了骆家门组底部沉积年龄大约为845Ma，因此我们认为南华盆地在浙北分区的开启年龄略早于845Ma。湘桂分区位于南华盆地西部(图1)，前人认为其对盆地开启的响应被记录在上覆于四堡造山单元(冷家溪群及相当层位)的板溪群、丹洲群及下江群中(图7)。根据桂北小区丹洲群白竹组基性火山岩锆石年龄819±11Ma(周汉文等, 2002)，湘北小区板溪群沧水铺组火山集块岩锆石年龄814±12Ma(Wangetal., 2003)及黔东南小区下江群甲路组基性火山岩锆石年龄814±13Ma(王剑等, 2006)，前人认为南华盆地在湘桂分区的初始沉积发生在820Ma左右(图7)。江南分区位于南华盆地北部(图1)，前人认为其对盆地开启的响应被记录在上覆于四堡造山单元(溪口群、双桥山群)的历口群及相当层位中(图7)。根据赣东北小区桃源组双峰式火山岩锆石年龄827±17Ma(Lietal., 2008a)和皖南小区历口群镇头组沉凝灰岩锆石年龄820±10Ma(陈科旭等, 2019)，前人认为南华盆地在江南分区的初始沉积年龄约为830～820Ma(图7)。综上所述，我们认为新元古代南华盆地最早开启于浙北分区，开启时间略早于845Ma。

关于南华盆地(尤其是骆家门组时期)的成因机制和盆地类型，目前仍存在争议。Wang and Li (2003)认为骆家门组与湘桂分区板溪群底部(石桥铺组、白竹组，820～800Ma，图7)是相当层位，并认为这些岩层单元沉积于南华裂谷盆地中的第一次裂解期。Zhangetal.(2017)采集了骆家门组不同层位的碎屑岩并得出它们的最大沉积年龄约为820Ma，结合前人通过砾岩碎屑锆石年代学得出的骆家门组底部砾岩的最大沉积年龄863±4Ma(Wangetal., 2013)，Zhangetal.(2017)认为骆家门组的沉积时限为860～820Ma，并由此将其与四堡(江南)造山带基底相对比，认为骆家门组沉积于与四堡(江南)造山运动有关的弧后盆地中。然而，本文最新研究分析指出骆家门组的起始沉积时间约为845Ma，早于板溪群的初始沉积时间820Ma(周汉文等, 2002; Wangetal., 2003)，说明骆家门组和板溪群底部(石桥铺组、白竹组等)不是同时期的沉积单元，反而可能和板溪群之下的冷家溪群(？～830Ma，图7)是可对比的层位。此外，前人野外地质调查发现位于传统意义上的四堡(江南)造山不整合面(830～820Ma)之下、代表了造山带基底的冷家溪群及其相当层位均不见底(图7)。区域上这条830～820Ma的角度不整合面是否指示了四堡(江南)造山运动？不整合面之下的冷家溪群及相当层位是否代表了四堡(江南)造山带基底？骆家门组属于何种性质的盆地沉积？这些问题都值得进一步的深思和探讨。