湘东南新元古界大江边组和埃岐岭组的形成时代和物源——来自碎屑锆石U-Pb年代学的证据

伍皓，江新胜，王剑，汪正江，杜秋定，邓奇，崔晓庄，杨菲

1)中国地质科学院，北京，100037；2)国土资源部成都地质矿产研究所，成都，610082； 3)山东科技大学研究生院，山东青岛，266510

内容提要：运用LA-ICP-MS方法对湘东南泗洲山地区南华系大江边组上部泥质岩和震旦系(埃迪卡拉系)埃岐岭组底部变泥铁质砂岩碎屑锆石进行U-Pb测年，分别获得了28组和92组U-Pb有效年龄。前者锆石年龄主要集中分布于693～897Ma(占67.9%)，1810～1916Ma(占17.9%)，1974～2177Ma(占14.2%)三个区间，最年轻的谐和锆石年龄为734±4Ma(MSWD=1.07，n=4)；后者锆石年龄主要集中分布于570～699Ma(占9.8%)，715～774Ma(占7.6%)，882～1272Ma(占67.4%)，1300～1681Ma(占7.6%)，1899～2490Ma(占7.6%)五个区间，最年轻的谐和锆石年龄为634±7Ma(MSWD=1.09，n=4)。研究认为，大江边组上部地层的形成时代<734±4Ma，与澄江组顶部、牛牯坪组、岩门寨组、拱洞组及隆里组等地层形成时代相近，揭示“板溪期”地层的顶界年龄及江口冰期开启年龄<734±4Ma；埃岐岭组形成时代<634±7Ma，与陡山沱组及蓝田组等地层形成时代相近，支持南沱冰期结束于635Ma左右的认识。综合研究认为，大江边组和埃岐岭组的物源可能分别主要来源于武夷地块南东部和南岭—云开地块南部的一个Grenville期造山带。推测物源的转换可能与南岭—云开地块、武夷地块在两组沉积时期之间聚合或紧邻有关，其时限约为734～634Ma。

20世纪60年代，湖南省地质局区域地质测量大队❶(1963)将湘东南泗洲山地区新元古代地层划分为板溪群、南沱组、陡山沱组和灯影组；80年代，湖南省地质矿产局(1989)认为该区不存在前震旦纪地层，将震旦纪地层(当时的“震旦纪”相当于现南华纪+震旦纪)分为下部泗洲山组和上部天子地组；90年代，唐晓珊等(1994)和湖南省地质矿产局(1996)重新厘定该套地层，将其自下而上划分为南华系大江边组、泗洲山组、天子地组、正园岭组和震旦系埃岐岭组和丁腰河组，该划分方案沿用至今。长期以来，湘东南泗洲山地区大江边组和埃岐岭组的形成时代仅有少量Rb-Sr年龄的约束(唐晓珊等，1994；湖南省地质矿产局，1996)，缺少高精度的年代学证据；而一系列古地理研究成果中(如刘宝珺等，1994；夏文杰等，1994；湖南省地质矿产局，1996)也未对其物源作深入探讨，因此其物源究竟是来自扬子地块还是华夏地块仍有争议。

近年来，碎屑锆石U-Pb测年方法被广泛应用于限定地层时代、示踪沉积物源、恢复古地理格局以及反演构造过程等研究(王丽娟等，2008；Yu Jinhai et al.，2008，2010；张英利等，2012)，并显示出其独特的优势。鉴于此，本文运用LA-ICP-MS方法对大江边组和埃岐岭组碎屑锆石进行U-Pb测年，以期限定研究地层的形成时代，追踪其沉积物质来源，从而为华南新元古代区域地层对比、岩相古地理恢复及构造演化研究等提供可靠的年代学依据。

图 1 华南前寒武系地层分布图(a)(据Yu Jinhai et al.，2010，2011)与研究区地质简图(b)(据湖南省地质局区域地质测量大队❶，1963)Fig. 1 The map of the distribution of the Precambrain stratum in South China(a)(after Yu Jinhai et al.，2010，2011)and simplified geological map of the study area(b)(after the Regional Geological Survey Team of Hunan Province Geological Bureau❶，1963)Q—第四系；D—C—泥盆系—石炭系；∈—寒武系；Z—震旦系(埃迪卡拉系)；Nh—南华系；γ5—印支期—燕山期花岗岩Q—Quaternary；D—C—Devonian—Carboniferous；∈—Cambrain；Z—Sinian(Ediacaran) System；Nh—Nanhuan System；γ5—Indosinian—Yanshanian granites

图 2 湘东南新元古界野外照片：(a)波痕; (b) SES-1，南华系大江边组上部， 含粉砂铁泥质岩； (c)SES-2，震旦系埃岐岭组底部细中粒变泥铁质砂岩 Fig. 2 The field photographs of the Neoproterozoic in southeast Hunan Province： (a) the wavemark； (b) SES-1，upper part of the Dajiangbian Formation, Nanhuan System, silty ferruginous—argillaceous rock；(c)SES-2，bottom of the Aiqiling Formation, Sinian (Ediacaran) System, fine—medium meta-argillaceous—ferruginous sandstone

1 地质概况和样品特征

最新资料表明，扬子、华夏古板块深部结合带南东边界大致在江山—绍兴—新余—萍乡—衡东—双牌—桂林—柳州一线(饶家荣等，2012)，研究区位于该界线以南，构造位置处于华夏地块北缘(图1a)。区内构造作用强烈，断层褶皱发育，北东部广泛出露印支期—燕山期花岗岩，南华纪、震旦纪、寒武纪、泥盆纪、石炭纪和第四纪地层主要分布于南西部(图1b)。新元古代南华系大江边组是该区出露的最老地层，主要分布在泗洲山复背斜核部，未见底，顶与泗洲山组含砾砂板岩整合接触，厚约633m。为一套深灰—灰黑色板岩、碳质板岩夹极薄层状—扁豆体状细晶白云质大理岩的地层，属次深海—深海沉积。震旦系埃岐岭组与下伏正园岭组含砾板岩、上覆丁腰河组硅质岩皆为整合接触，厚约802.5m。以一套灰绿色中层状石英岩屑杂砂岩与条带状板岩、硅质岩构成韵律序列为特征，属于边缘海盆—半深海沉积(唐晓珊等，1994；湖南省地质矿产局，1996)。近期笔者等在野外工作中于泗洲山附近(距层型剖面约10km)大江边组中—上部细砂岩中发现了多组不对称波痕，古流向显示为340°(图2a)，可能代表滨浅海的沉积环境，与前人结论(唐晓珊等，1994；湖南省地质矿产局，1996；王剑，2000)存在差异，因而认为该组的沉积环境和研究区古地理环境需要重新再认识。

本文研究样品SES-1、SES-2采自湖南省郴州市桂阳县泗洲山611乡道旁，采样位置选择了波痕沉积构造出露的泗洲山背斜的南东翼(图1b)，地理坐标分别为：N26°06′54.2″，E112°35′01.4″和N26°06′50.2″，E112°34′44.1″。SES-1位于大江边组上部(图2b)，岩性为含粉砂铁泥质岩，主要由铁泥质(50%)，绢云母(30%～35%)，石英粉砂(10%～15%)组成。SES-2位于埃岐岭组的底部(图2c)，岩性为细中粒变泥铁质砂岩，主要由石英(<80%)，岩屑(3%～5%)，褐铁矿(1%～2%)，胶结物(10%～15%)组成。

2 样品制备和分析方法

本次研究样品均采自新鲜露头，经粗碎、淘洗、重选、磁选等分离方法分选出锆石，并在双目镜下挑选不同晶形、不同颜色的锆石颗粒，将其粘在双面胶上用环氧树脂固定。抛光后进行反射和透射光下的显微观察和照相，最后进行阴极发光(CL)照相。CL图像拍摄工作采用西北大学大陆动力学国家重点实验室安装有Mono CL3+(Gatan，U.S.A)的扫描电镜(Quanta 400FEG)完成，以观察各锆石颗粒内部结构，确定测试对象和位置。

锆石U-Pb同位素测量采用激光剥蚀—等离子体质谱(LA-ICPMS)原位分析方法，于西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。激光剥蚀系统为GeoLas 200M，配置193nm的ArF准分子激光器，测量系统为Agilent 7500a ICP-MS。测量时采用的激光斑束为30μm，测量过程包括约30s的背景信号采集和约80s的样品信号采集。年龄测定采用国际标准锆石91500作为外标，元素含量测定采用NIST SRM610作为外标，29Si作为内标元素进行校正。原始数据处理利用ICPMSDataCal(ver8.3)(Liu Yongsheng et al.，2010)完成，表面年龄及不一致年龄采用Isoplot(ver3.23)(Ludwig，2003)的程序计算。详细的分析和数据处理流程参见文献(Yuan Honglin et al.，2004)。>1000 Ma的古老锆石由于含大量放射性成因Pb，因而采用207Pb/206Pb 表面年龄，而<1000Ma 的锆石由于可用于测量的放射性成因Pb含量低和普通Pb 校正的不确定性，因而采用更为可靠的206Pb/238U 表面年龄(Black et al.，2003)。

3 分析结果

用于测试分析的锆石颗粒均为无色透明或浅黄色。锆石阴极发光(CL)图像如图3所示，图中标出了部分代表性锆石分析点的序号和表面年龄。两件样品共完成129个测点的年龄测定(表1)，120个测点获得了谐和性>80%的有效年龄(约占93%)，即在207Pb/235U-206Pb/238U投影图上落在谐和线上或者附近(图4)，这些谐和线上的锆石年龄即可代表它们的真实形成年龄，只有几粒锆石投影点偏离谐和线，它们的真实年龄应该老于207Pb/206Pb表面年龄。Th/U值分布范围为0.2～4.1，均大于0.1，表明测试的碎屑锆石绝大多数为岩浆成因(Belousova et al.，2002；Corfu et al.，2003)。

3.1 大江边组(SES-1)

对样品SES-1中36粒锆石进行了测定，获得了28组有效年龄。锆石年龄值变化于693～2177Ma之间，主要集中分布于693～897Ma(占67.9%)，1810～1916Ma(占17.9%)，1974～2177Ma(占14.2%)三个区间(图4a、c)。

(1)693～897Ma区间：共19粒，谐和性>88%，是主要的和可信的年龄分布区间。以半自形晶体为主，呈棱柱状、短柱状，长宽比约3∶1～1∶1，颗粒棱角分明，边界平直(图3a—c)，少量边部磨圆中等(图3d)，具有近源沉积特点。Th/U值分布范围为0.6～4.1，具震荡环带，属岩浆成因锆石。最年轻的4粒锆石谐和年龄分别为719±10Ma(Th/U=3.1，谐和性=91%)，734±3Ma(Th/U=0.8，谐和性=95%)，735±6Ma(Th/U=2.0，谐和性=88%)，739±5Ma(Th/U=1.4，谐和性=95%)，加权平均年龄为734±4Ma(MSWD=1.07)。

图 3 湘东南新元古界研究样品代表性锆石阴极发光(CL)图像(图中圆圈代表测年位置，左下线段是100μm)Fig. 3 Cathodoluminescence (CL) images of representative zircons from the studied Neoproterozoic samples in southeast Hunan(The circles mean dating spot，the line segments is 100μm)

(2)1810～1916Ma区间：共5粒，锆石多数为半自行晶体，棱角分明，边界平直(图3e)，具有近源沉积特点。Th/U值分布范围为0.4～1.0，具震荡环带，属岩浆成因锆石。加权平均年龄为1858±18Ma(MSWD=2.9)。

(3)1974～2177Ma区间：共4粒，锆石多数为自形晶体，呈长柱状，长宽比约3∶1～2∶1，棱角磨圆(图3f)，Th/U值为0.5～0.7，具震荡环带，属岩浆成因锆石。由一粒1974±13Ma的锆石和一粒最老的2177±40Ma(图3f)的锆石组成两组谐和年龄。另有两粒锆石可能是发生放射成因P b 丢失而形成不谐和年龄2031Ma和2161Ma，它们的真实年龄应该老于207Pb/206Pb表面年龄。

3.2 埃岐岭组(SES-2)

图 4 湘东南新元古界锆石U-Pb谐和图(a)与直方图(b)Fig. 4 U-Pb Concordia diagrams(a)and histograms diagrams(b)of zircons from the Neoproterozoic in southeast Hunan Province

对样品SES-2中91粒锆石进行了测定，获得了92组有效年龄。锆石年龄值变化于570～2490Ma之间，主要集中分布于570～699Ma(占9.8%)，715～774Ma(占7.6%)，882～1272Ma(占67.4%)区间，1300～1681Ma(占7.6%)，1899～2490Ma(占7.6%)五个区间(图4b、d)。

(1)570～699Ma区间：共9粒，锆石以自形晶为主，多呈长柱状，长宽比约2∶1～1∶1，CL图像下见少量不透明矿物包裹体(图3h)。Th/U值分布范围为0.2～2.4，具震荡环带，属岩浆成因锆石。最年轻的1粒谐和锆石(624±8Ma)长轴约220μm，短轴约130μm，具不规则形状和较大粒径，内部显弱环带(图3g)，Th/U值为1.2，可能属来源于基性—超基性岩中的锆石(吴元保等，2004)。最年轻的4粒锆石谐和年龄分别为624±8Ma(Th/U=1.2，谐和性=98%)，629±7Ma(Th/U=0.6，谐和性=99%)，637±6Ma(Th/U=2.4，谐和性=96%)，640±7Ma(Th/U=0.6，谐和性=99%)，加权平均年龄为634±7Ma(MSWD=1.09)；

(2)715～774Ga区间：共7粒，锆石以自形晶为主，长宽比约2∶1～1∶1。Th/U值分布范围为0.4～0.9，多数具震荡环带，属岩浆成因锆石。其中1粒为它形晶，呈滚圆状，面上见凹坑，无环带(图3i)，虽Th/U值为0.7，但仍可能属变质成因锆石。

(3)882～1272Ma区间：共62粒，谐和性>94%，是主要的和可信的年龄分布区间。锆石以自形晶为主，长宽比约4∶1～1∶1，Th/U值分布范围为0.2～1.4。绝大多数锆石边部具一定磨圆，显示远源沉积特点。内部显清晰的韵律环带(图3j、k、m)，属岩浆成因锆石。少量锆石为它形晶，呈滚圆状，无环带(图3l)，可能属变质成因锆石。

(4)1300～1681Ma区间：共7粒，以半自形晶为主，长宽比约2∶1，Th/U值分布范围为0.6～1.2，具震荡环带，属岩浆成因锆石。

(5)1899～2490Ma区间：共7粒，以它形晶为主(图3n、o)，Th/U值分布范围为0.2～0.8，多数属变质成因锆石。其中1粒锆石边部晶棱圆化(图3n)，阴极发光强度强，可能为热液溶蚀作用改造而成(吴元保等，2004)。

4 讨论

4.1 地层形成时代下限年龄的限定

4.1.1 大江边组

扬子地层区“板溪期”地层的具体形成时代一直备受关注，其顶底沉积年龄的限定，不但能够对建立起准确的区域地层对比框架起关键作用，还能对华南裂谷盆地的演化时序及江口冰期开启年龄提供制约。通过近年来的研究，其底界年龄为约820Ma已经初步达成共识，但顶界年龄及江口冰期开启年龄仍然存在争议(张启锐等，2006，2009；黄晶等，2007；王剑等，2009；Wang Xuance et al.，2012；赵彦彦等，2011；高林志等，2011；王自强等，2012；江新胜等，2012；Jiang Xinsheng et al.，2012)。位于华夏地块的大江边组无论在岩石组合还是形成时代上都可以与“板溪期”地层进行对比(唐晓珊等，1994；湖南省地质矿产局，1996)，其形成时代能够为“板溪期”地层顶界年龄及江口冰期的开启年龄限定提供更多可靠的信息。迄今大江边组仅有唐晓珊等(1994)在其中部板岩中测得的Rb-Sr全岩等时线年龄866.425±18.39Ma，但精度不高。

一般而言，碎屑岩中最小的岩浆成因碎屑锆石年龄，代表了碎屑物沉积年龄的下限(龙晓平，2007)。大江边组上部SES-1中最年轻的锆石谐和年龄为734±4Ma(MSWD=1.07，n=4)，表明其形成时代不会早于此年龄。年代学资料显示(表2)，大江边组上部与扬子地层区澄江组顶部、牛牯坪组、岩门寨组、拱洞组及隆里组等地层形成时代相近。另一方面，表明大江边组顶部及相当于江口冰期沉积的泗洲山组的底部年龄均小于此年龄，从而揭示了“板溪期”地层的顶界年龄及江口冰期开启年龄同样小于734±4Ma。

4.1.2 埃岐岭组

近年来，南沱冰期的结束年龄在635 Ma左右逐渐形成共识(Condon et al.，2005；Yin Chongyu et al.，2005；张启锐等，2006，2009；黄晶等，2007；赵彦彦等，2011)。研究区埃岐岭组与下伏相当于南沱冰期沉积的正园岭组为整合接触，因此埃岐岭组底界年龄的确定，可为南沱冰期结束年龄提供新的年代学约束。然而，埃岐岭组迄今也仅有唐晓珊等(1994)在其硅质岩中测得的Rb-Sr全岩等时线年龄718±1.5Ma，同样精度不高。

本文测得埃岐岭组底部SES-2中最年轻的谐和锆石年龄为634±7Ma(MSWD=1.09，n=4)，表明该组形成时代不早于634±7Ma。年代学资料显示(表2)，埃岐岭组与扬子地层区陡山沱组及蓝田组等地层形成时代相近，因而支持南沱冰期结束于635Ma左右的认识。此外，通过对大江边组、埃岐岭组形成时代下限年龄的限定及区域地层对比，不仅取得了更为可靠的年代学数据，也再次确认了前人的地层对比划分方案(唐晓珊等，1994；湖南省地质矿产局，1996)的正确性。

4.2 物源追踪

4.2.1 大江边组

4.2.1.1 各年龄区间锆石物源信息

693～897Ma区间：该区间为19粒(占67.9%)岩浆成因锆石年龄组成，对应着华夏地块与扬子地块的聚合—裂解时期(舒良树，2012)，可做为物源的岩浆岩在华南广泛发育，如华夏地块福建马面山群火山岩年龄为818± 9 Ma(Li Wuxian et al.，2005)，浙江诸暨花岗闪长岩年龄为782±4Ma(孔祥生等，1995)；扬子地块湘东北张邦源花岗岩体年龄为816±4.6Ma(马铁球等，2009)，桂北地区多个新元古界花岗岩体年龄集中于794～835Ma之间(王孝磊等，2006)。表明华夏地块和扬子地块分布的岩浆岩都可能为该区间锆石提供物源。但两地块可能在825Ma再次裂解(舒良树，2006)，693～825Ma区间锆石(共14粒)物源来自华夏地块的几率更大，说明693～897Ma区间锆石可能主要来源于华夏地块。

1810～1916Ma区间：该区间为5粒(占17.9%)岩浆成因锆石年龄组成，对应着Columbia超大陆的聚合—裂解时期(刘锐等，2009；Yu Jinhai et al.，2012)，该期岩浆岩大量出露于华夏地块浙闽地区，如景宁三枝树片麻状花岗岩年龄为1860±13Ma(刘锐等，2009)，淡竹花岗闪长岩年龄为1832±6Ma(汪相等，2008)， 景宁渤海花岗闪长岩年龄为1871Ma(胡雄健等，1993)，扬子地块该期岩浆岩主要零星出露于地块北部，如宜昌圈椅埫花岗岩年龄为1854±17Ma(熊庆等，2008)，钟祥华山观花岗岩年龄为1851±18Ma(张丽娟等，2011)。根据锆石具有近源沉积的特点，推测该区间锆石物源主要来自于华夏地块。

1974～2177Ma区间：该区间为4粒(占14.2%)岩浆成因锆石年龄组成，与该年龄区间相对应的岩浆岩出露较少，主要报道于华夏地块，如浙江诸暨斜长角闪岩年龄为1946±3Ma(孔祥生等，1995)，庆元下际二长花岗岩年龄为1975±80Ma(甘晓春等，1995)，而扬子地块该期年龄数据主要为变质年龄(佘正兵等，2007)。表明该区间锆石物源同样主要来自于华夏地块。

综合以上分析认为，大江边组锆石来源较为单一，物源可能主要来自华夏地块。

4.2.1.2 锆石U-Pb年龄分布对比

不同的物源区具有不同的构造—岩浆历史，而锆石是这一历史的忠实记录者，根据沉积记录中碎屑锆石的年龄分布与可能物源区的区域构造—岩浆历史对比，不仅可以成功地识别碎屑沉积记录中的物源区变化，还可以进一步追踪其物质来源(Fedo et al.，2003；王建刚等，2008)。研究区位于华夏地块北缘，可能物源区包括华夏地块和扬子地块。研究表明华夏地块前寒武基底可以分为东北部的武夷地块和西南部的南岭—云开地块，武夷地块主要经历了4次强烈的构造热事件：2.6～2.4Ga，2.1～2.0Ga，约1.86Ga，0.8～0.65Ga，古元古代(1.90～1.75Ga)和新元古代(0.82 ～0.72Ga)两期事件在武夷山地区最为发育。南岭—云开地块主要经历了5次强烈的构造热事件：约3.3Ga，2.6～2.5Ga，1.7～1.5Ga，1.1～0.9Ga，0.8～0.7Ga，并以Grenville期构造热活动发育为特点(于津海等，2006，2008；Yu Jinhai et al.，2010)；而扬子地块主要经历了4次强烈的构造热事件：约2.65Ga、约2.49Ga、约2.0 Ga和约0.83Ga(Liu Xiaoming et al.，2008)。

大江边组碎屑锆石年龄主要集中分布于693～897Ma(占67.9%)，1810～1916Ma(占17.9%)，1974～2177Ma(占14.2%)三个区间，分别代表了可能源区3次构造热事件的记录，与南岭—云开地块和扬子地块记录相比存在显著差异(图5)，与武夷地块的4次构造热事件记录相比，尽管缺失2.6～2.4Ga年龄，但其余3组年龄十分吻合，且均以1.90～1.75Ga和0.82～0.72Ga两期岩浆活动最为发育，进而表明大江边组物源可能主要来自于武夷地块。

图 5 华南新元古界部分地层碎屑锆石U-Pb年龄分布对比图Fig. 5 Comparison diagram of the detrital zircon U-Pb ages distribution of the Neoproterozoic in south China

此外，大江边组与扬子地块东南缘的拱洞组(广西四堡，WW-113)虽属同期沉积(表2)，但两者锆石年龄分布特征不同(图5)。前者如上文所述，后者以0.9～0.7Ga 区间锆石为主，1.90～1.75Ga区间锆石极少，呈单峰形态，反映出两者物源不同。Wang Wei et al.(2012)研究认为拱洞组物源来源于扬子地块西部和西北部，表明大江边组物源同样来自扬子地块的可能性较小，从而支持了其物源可能主要来自于武夷地块的推论。

4.2.1.3 古流向证据

大江边组中上部细粉砂岩中测有不对称波痕的古流向数据(340°)，该数据属于线性定向性资料，无需经过校正就可以进行相应的统计分析(陆松年，1982)。 因此直接用该数据判别出物源方向为南东至北西向是可靠的，进一步表明大江边组物源可能主要来自武夷地块南东部。

4.2.2 埃岐岭组4.2.2.1 各年龄区间锆石物源信息

570～699Ma区间：该区间为9粒(占9.8%)岩浆成因锆石年龄组成，对应着Gondwana超大陆的聚合时期(陆松年等，2004)，华南虽然少见该时期的岩浆岩体，但在凝灰岩和碎屑锆石中却保存了该期构造热活动的大量记录(Condon et al.，2005；Yin Chongyu et al.，2005；Yu Jinhai et al.，2008；王丽娟等，2008；向磊等，2010；Yao Jinlong et al.，2011)，暗示着“泛非事件”对华南的强烈影响。Yu Jinhai等(2008)研究认为华夏地块该期锆石物源可能来源于华夏南部的印度—东南极古陆。

715～774Ma区间：该区间为7粒(占7.6%)多数为岩浆成因锆石年龄组成，对应着华夏地块与扬子地块的裂解时期(舒良树，2012)，如上文大江边组693～897Ma区间锆石物源信息所述，该期锆石物源可能来源于华夏地块。

882～1272Ma区间：该区间为62粒(占67.4%)多数为岩浆成因锆石年龄组成，对应着Grenville造山活动时期(Mosher，1998)，研究表明整个华南地区可能只在扬子地块北缘和西缘存在Grenville期构造活动，华夏地块南部可能与一个Grenville期造山带相邻(Yu Jinhai et al.，2008；王丽娟等，2008；魏振洋等，2009；Wu Long et al.，2010)，而传统认为的江南造山带可能与该期活动无关(Wang Xiaolei et al.，2007，2012；Zhao Junhong et al.，2011；Wang Wei et al.，2012；王自强等，2012)。据上述研究成果，该期锆石物源可能来自扬子地块北部或西部亦或华夏地块南部。

1300～1681Ma区间：该区间为7粒(占7.6%)岩浆成因锆石年龄组成，可能对应着劳伦斯陆块的裂谷作用时期(向磊等，2010)，该期岩浆岩在华南出露较少，主要分布于华夏地块，如福建龙泉群斜长角闪岩年龄为1347±39Ma(周新华，1997)，泰宁宝石变角斑岩年龄为1438±41Ma(甘晓春等，1993)，目前该期岩浆岩在扬子地块少有报道。推测该区间锆石物源主要来自华夏地块。

1899～2490Ma区间：该区间为7粒(占7.6%)多数为变质成因锆石年龄组成，其对应的构造热事件在华南均有报道，并存在该时期的古老变质岩。如扬子地块鄂西崆岭地区1850～2000Ma发生过以角闪岩相区域变质和下地壳深熔作用为主要标志的构造热事件，导致了新生锆石的形成(凌文黎等，2000)。涂荫玖等(2001)报道了皖东嘉山南黄地区的TTG质片麻岩年龄为2493±19Ma；Yu Jinhai et al.(2012)报道了浙西八都群变质年龄为1886～1882Ma和252～234Ma，原岩年龄约为2500Ma。上述资料表明该区间锆石可能来源于华夏地块或扬子地块。

综合以上分析认为，埃岐岭组锆石来源复杂，可能距离物源区较远。根据优势区间(882～1272Ma区间)的锆石来源来看，物源可能主要来自扬子地块北部或西部亦或华夏地块南部。

4.2.2.2 锆石U-Pb年龄分布对比

埃岐岭组碎屑锆石年龄主要集中分布于570～699Ma(占9.8%)，715～774Ma(占7.6%)，882～1272Ma(占67.4%)，1300～1681Ma(占7.6%)，1899～2490Ma(占7.6%)五个区间，分别代表了可能源区多次构造热事件的记录，且以882～1272Ma期间的构造热活动最为强烈。与武夷地块和扬子地块记录相比存在显著差异，与南岭—云开地块构造—岩浆活动记录相比，都具有Grenville期构造热活动显著发育的特点，进而表明埃岐岭组的物源可能主要来自于南岭—云开地块(图5)。

此外，一方面，埃岐岭组与南岭—云开地块的乐昌峡群上段(广东增城，ZC-7)和寻乌群(江西鹤仔，XW-12)的形成时代相近(图5)，均以1.2～0.9Ga的锆石为主，而且年龄分布和各年龄组的相对丰度也比较一致。不同的是，埃岐岭组含有许多其他时代的组分，推测这种同时代沉积物中碎屑组分复杂化的一个重要原因是因为沉积区距物源区更远来源更多而造成的。后两者物源均被证明可能主要来自于地块南部的一个Grenville期造山带(王丽娟等，2008)，所以本文认为埃岐岭组与之具有相同的物源区，而埃岐岭组离物源区的距离相对更远。另一方面，埃岐岭组与扬子地块北部陡山沱组(湖北郧西，YX-8,11)和西部陡山沱组(云南昆明，KM-4-1)虽属同期沉积(表2)，但后两者碎屑锆石中Grenville期年龄记录稀少(Wang Lijuan et al.，2012)，表明埃岐岭组与之物源不同，其物源来自扬子地块的可能性较小。

值得注意的是，大江边组与埃岐岭组及其时代相当地层中碎屑锆石年龄与武夷地块和南岭—云开地块锆石年龄相比，均缺少2.6～2.5Ga的峰值区间(图5)。推测原因为物源区在该时期剥蚀深度相对较浅，还未使得太古代(2.6～2.5Ga)的基岩剥露地表，因而造成沉积区该期锆石的缺失。

4.3 物源转换机制的探讨

大江边组物源可能主要来自于武夷地块南东部，埃岐岭组物源可能主要来自于南岭—云开地块南部的一个Grenville期造山带，表明物源发生了转换。于津海等(2008，2010)研究认为武夷地块和南岭—云开地块分界线可能近东西至北西西分布在闽西南—粤东北—赣南—湘南一带(图1a)，两者在Grenvillian造山之前处于分离状态，南岭—云开地块可能在新元古时期向武夷地块南部靠近，新元古代晚期至古生代早期两地块可能已经聚合或者紧邻。

根据上述认识，本文推测物源的转换可能与南岭—云开地块、武夷地块在大江边组与埃岐岭组沉积时期之间聚合或紧邻有关，其时限约为734～634Ma。具体转换过程可能为：研究区可能属于武夷地块的一部分，大江边组沉积晚期(约734Ma)主要接受来源于武夷地块南东部的物源，其所在的武夷地块与南岭—云开地块可能在734～634Ma发生聚合作用，到埃岐岭组(约634Ma)沉积时期，武夷地块与南岭—云开地块已经聚合或者紧邻，导致研究区转变为接受主要来自南岭—云开地块南部的物源。

5 结论

(1)湘东南新元古代南华系大江边组上部地层的形成时代<734±4Ma，与扬子地层区澄江组顶部，牛牯坪组、岩门寨组、拱洞组及隆里组等地层形成时代相近。揭示“板溪期”地层的顶界年龄及江口冰期开启年龄<734±4Ma；震旦系埃岐岭组形成时代<634±7Ma，与扬子地层区陡山沱组及蓝田组等地层形成时代相近，支持南沱冰期结束于635Ma左右的认识。

(2)大江边组物源可能主要来源于武夷地块南东部，埃岐岭组物源可能主要来源于南岭—云开地块南部的一个Grenville期造山带。推测物源的转换可能与南岭—云开地块、武夷地块在两组沉积时期之间聚合或紧邻有关，其时限约为734～634Ma。

致谢：样品锆石挑远由成都地质调查中心苏俊周研究员完成，岩石薄片鉴定由国土资源部西南矿产资源监督检测中心完成，西北大学大陆动力学国家重点实验室的柳小明研究员、弓化栋硕士对LA-ICP-MS锆石U-Pb分析提供了大力支持和帮助，野外工作中得到了湖南省地调院孙海清研究员的热心帮助，审稿专家给予了许多建设性的意见，在此一并致以衷心感谢!

注释/Note

❶ 湖南省地质局区域地质测量队. 1963. 1∶20万耒阳幅地质图说明书.