雪峰山黔阳地区基性岩锆石SHRIMP U-Pb年龄及意义

王艳楠, 张 进, 陈必河, 王宗秀, 张义平

(1.中国地震局 地质研究所, 北京 100029; 2.中国地质科学院 地质研究所, 北京 100037; 3.湖南省地质调查院, 湖南 长沙 410016; 4.中国地质科学院 地质力学研究所, 北京 100081)

0 引 言

自从上世纪后期许靖华等学者对华南地区的大地构造演化提出不同认识后(Hsu et al., 1990), 掀起了有关华南地质以及其与 Rodinia超大陆形成与裂解关系的诸多争论(陈海泓等, 1993; 高林志等, 2010,2011; 马文璞等, 1993; 马瑞士, 2006; 丘元禧等,1999; 王孝磊等, 2003; 王剑, 2000; 周金城等, 2003;Li et al., 1995, 1999, 2002a, 2002b, 2003a, 2003b,2009; Li, 1999; Li and McCulloch, 1996; Wang et al.,2006, 2008; Wang and Li, 2003; Wang et al., 2007;Zhao et al., 2011; 张菲菲等, 2011)。经过多年研究和讨论, 目前有关华南三叠纪的属性已经基本获得共识, 认为华南晚三叠世的强烈变形属于陆内变形(Wang et al., 2005)。然而有关“江南古陆”(最近称之为“江南造山带”)所在构造单元中生代之前的构造属性仍然存在不同意见。雪峰山发育了一系列的800~825 Ma左右的基性-超基性岩和花岗岩, 一些学者根据这些岩石的地球化学特征认为雪峰山所在的“江南古陆”属于当时 Rodinia超大陆开始裂解的区域之一(Li et al., 1999); 然而不同的意见认为该时期(~825 Ma)扬子周缘存在着沟弧盆系统(Zhou et al.,2009; Wang et al., 2006)。目前多认为Rodinia超大陆的形成阶段为1.1~1.0 Ga(Li et al., 2008), 但随着在雪峰山地区板溪群及其下伏地层(如冷家溪群、双桥山群)中斑脱岩的发现及其年龄测定, 表明前期认为属于格林威尔造山期的四堡运动(Li et al., 2009)实际发生在800 Ma前左右, 比格林威尔造山晚了很多(高林志等, 2009, 2010, 2011; Zhou et al., 2009)。

虽然近年来在雪峰山及其邻近地区开展了很多基性-超基性岩石的测年工作(Wang et al., 2008;Wang et al., 2007; Li et al., 1999; 王剑等, 2000, 2003;Zhou et al., 2009; Zhao et al., 2011; Zhou et al., 2007;周继彬等, 2007; 葛文春等, 2001; 张春红等, 2009;

郑基俭等, 2001)(图1), 但还存在一定争论: 一方面,不同学者在相同地区或岩带获得的数据有时差别很大, 如黔阳地区基性-超基性岩的年龄就有855 Ma、830 Ma、747 Ma、以及712 Ma等数据(图 1a)。除了测试方法外, 是否还存在别的因素或解释？而且是否还存在其他不同时代的基性-超基性岩体？另一方面由于露头有限, 对扬子基底的认识还有差异。笔者以及前人的资料表明雪峰山受到后期构造-热事件的重要影响, 扬子板块的东南缘的基底性质可能已经发生了重要变化(戴传固等, 2010; 张进等,2010a, 2010b; Wang et al., 2005; Li and Li, 2007), 这些热事件是否体现在雪峰山的基性-超基性岩中？为此, 笔者针对雪峰山中部黔阳(安江)地区出露的基性-超基性岩进行了锆石SHRIMP U-Pb年代学测定(采样位置见图 1b), 并结合前人的研究, 分析其构造意义。

图1 雪峰山基性岩年龄(a)和黔阳地区采样位置图(b)Fig.1 Map showing the ages of the mafic rocks in Xuefengshan (a) and locations of the samples in the Qianyang area (b)

1 地质背景

黔阳(安江)地区的基性-超基性岩属于雪峰山隘口-安江-陇城-广西龙胜基性-超基性岩带, 位于该带的中段(图1a)。在黔阳地区基性-超基性侵入岩包括辉石岩、辉长岩、辉长-辉绿岩和辉绿岩, 其中以辉绿岩为主, 喷出岩为玄武岩和角砾状玄武岩等(郑基俭等, 2001)。研究区的基性-超基性岩石与围岩板溪群为侵入关系, 并发育烘烤边。地球化学分析表明安江地区的玄武岩以亚碱性拉斑玄武岩为主,并伴有碱性玄武岩, 有不同程度的地壳混染, 总体具有形成于板内裂谷环境的岩石组合特征(郑基俭等, 2001; Wang et al., 2008; 张春红等, 2009)。研究表明安江地区镁铁-超镁铁质岩浆主要是长期亏损的软流圈地幔部分熔融所产生的(郑基俭等, 2001;张春红等, 2009)。有关研究区基性-超基性岩形成构造环境有不同认识: 张春红等(2009)认为其与Rodinia超大陆裂解相关的地幔柱引起的的裂谷作用有关; Zhao et al. (2011)认为其是弧后伸展的产物;而多数认为其是陆内裂谷的产物(郑基俭等, 2001;Wang et al., 2008)。

本次研究采集的基性岩的围岩主要是板溪群(图 1)。板溪群是一套以碎屑岩-火山碎屑岩为主的楔形裂谷沉积, 主要分布于扬子板块东南缘, 盆地中心厚度超过3500 m, 边部减薄到小于500 m, 以角度不整合覆盖于冷家溪群之上(Wang and Li,2003)。早期研究认为板溪群的年龄为中元古代, 而近年来在板溪群底部发现的火山岩以及内部的斑脱岩的高精度定年显示, 其底部时代为 820 Ma左右,顶部时代为725 Ma左右(高林志等, 2011; 张世红等,2008; 张玉芝等, 2011)。

区域上, 本文采集的基性岩主要分布在雪峰山内的一级断裂桃江-安化-溆浦断裂沿线附近(图 1a,贾宝华, 1992; Wang et al., 2005; 张进等, 2010a)。该断裂由两条次级断裂构成, 东支沿着溆浦盆地东缘向南切过黄茅园(白马山岩体), 并经过绥宁进入雪峰山南部; 西支沿着靖州盆地东缘向北经过溆浦盆地西缘, 走向近南北向, 断裂的南端可能终止于桂北地区, 向北断裂进入中、新生代洞庭湖盆地, 走向NE-NEE。桃江-安化-溆浦断裂具有多期复杂的活动历史(郭令智等, 1980; 贾宝华, 1992, 湖南地质矿产局, 1987; Wang et al., 2005; 张进等, 2010a), 尤其是中生代早期, 该断裂发育强烈的左行走滑运动, 沿着该断层发育有规模不等的拉分盆地(靖州盆地、溆浦盆地、黔阳盆地等)(图 1a)(张进等, 2010a)。黔阳盆地位于雪峰山的中段(图 1a), 为一个中生代发育起来的拉分盆地, 盆地基底为板溪群以及侵入其中的新元古代基性岩, 其上沉积有三叠系-白垩系的陆相沉积。

2 样品处理及锆石特征

笔者对雪峰山黔阳地区几个基性岩做了锆石年代学测定。它们分别是黔阳旋潭村辉长-辉绿岩(GPS: N27°18.761′; E110°11.887′, 样品号: 130-1,图 1b)、安化长安寺辉绿岩(GPS: N27°18.487´;E110°08.918′, 样品号: 133, 图 1b)以及古溪村辉长-辉绿岩(GPS: N27°18.142′; E110°11.309′, 样品号:130, 图1b)。133样品是从一个较大岩体中采集, 未见其与围岩的接触关系, 但 1∶5万区域地质图上标识为侵入关系, 围岩是板溪群粉砂质板岩。样品130和 130-1是从严重风化和覆盖地区采集的, 也未见其与围岩的接触关系, 据 1∶5万地质图上标识为侵入接触。

黔阳旋潭村辉长-辉绿岩(130-1)(图 2a)和古溪村辉长-辉绿岩(130)(图 2b), 黑绿色, 中粒, 辉长结构, 辉石与斜长石均呈半自形或他形粒状, 含量基本相等。斜长石发育双晶, 普遍泥化, 表面暗淡,并有一定程度的黝帘石化。辉石几乎全部蚀变为细小的矿物集合体(黑云母、绿泥石以及不透明矿物等)。次要矿物为橄榄石。130样品的粒度较样品130-1小, 具辉长结构, 辉石绿泥石化明显。

安化长安寺辉绿岩(133)(图 2c), 黑绿色, 中-细粒, 辉绿结构, 斜长石呈自形长条状或针状, 颗粒较小; 单斜辉石呈他形粒状, 颗粒较大, 并位于长条形斜长石之间的空隙中。本样品中斜长石含量大于暗色矿物(辉石)含量。样品中矿物均遭受后期蚀变, 其中斜长石表面暗淡, 泥化明显, 并有一定程度的黝帘石化; 辉石普遍绿泥石化, 主体为细小绿泥石、黑云母等。样品在湖南省地质调查院进行锆石分选。锆石分选在避免污染的条件下, 先用磁选和重液方法粗选锆石, 然后在双目镜下将锆石颗粒逐一挑出。将锆石颗粒和标准锆石一起粘贴在环氧树脂表面制成样靶, 进行打磨抛光, 具体过程见宋彪等(2002)。将制成的靶做锆石透射光、反射光的显微照相, 以观察其抛光面有无裂隙及包裹体, 然后在北京离子探针中心进行阴极发光(CL)照相, 反映锆石的内部结构特征。样品的测试在北京离子探针中心SHRIMP II上进行测试。具体操作方法见 Williams (1998)。测试所用标准锆石 SL13用于校正 U含量(标准值为U=238×10–6,t=572 Ma), TEM 用于校正年龄(标准值为t=417 Ma), 每个数据点测定由5次扫描组成, 每分析3个样品锆石点进行一次标样TEM的测定, 对标样锆石 TEM 的 U/Pb比值分析偏差为 0.8%~2.3% (1σ)。应用 SQUID1.0和 Isoplot软件进行数据处理, 采用锆石样品中实际测得的204Pb进行普通Pb校正。

3 测试结果

三个样品所有测点的 U-Pb同位素组成和表面年龄计算结果见表 1。在利用测年结果讨论问题时,考虑到锆石年龄的准确性, 对于年轻锆石(小于1000 Ma)一般采用206Pb/238U 年龄, 古老锆石(大于1000 Ma)多存在着一定程度的铅丢失, 一般采用更为可靠的207Pb/206Pb年龄(Blank et al., 2003)。

3.1 黔阳旋潭村辉长-辉绿岩(样品130-1)

样品130-1中的锆石呈它形-半自形, 多数有一定的圆度, 粒径在100~200 μm之间, 多数具有振荡环带, 部分锆石具有内核(图3-1, 2, 3), 具有比较明显的核-幔构造, 核-幔边界切割核部环带, 代表了一期主要的锆石生长事件。部分锆石内部或边部具有不完整的亮边, 这可能代表了变质事件或者重结晶作用(图3-1, 3)。样品中较古老的锆石有核-幔-边构造(图3-1, 3, 6, 7), 不同的幔部之间的亮边, 可能代表了变质重结晶作用, 有的锆石振荡环带变得模糊, 也可能是重结晶作用所致(图3-5, 8)。

130-1中锆石的年龄比较乱, 有几个年龄落在谐和线之下, 可能是铅丢失所致(图 3)。除此之外,有5颗206Pb/238U年龄在356~382 Ma之间, 加权平均年龄为 372±9 Ma(MSWD=1.05), 为晚泥盆世(表1)。这些锆石均有密集完整的振荡环带, 自形, 从锆石外形看, 它们不同于基性岩中以板状锆石为主。笔者对这些锆石的来源或成因目前还不确定, 一方面, 该时间段的锆石在其他样品中(包括前人在雪峰山报道的新元古代基性岩)均没有或很少出现, 即使是在本样品中也并不多。另一方面研究区东部白马山花岗岩最早一次侵位(图 1a)(笔者未发表资料, 锆石206Pb/238U年龄为373±6 Ma), 其年龄与这些锆石的年龄几乎一致。如果这些锆石是辉长-辉绿岩的捕获锆石, 则说明该岩体的年龄一定在晚泥盆世白马山花岗岩侵位之后。由于 130-1样品和白马山花岗岩曾前后选样, 可能存在一定的污染, 但目前还不肯定, 需要进一步重新采样证实, 笔者暂不讨论这些晚泥盆世锆石的来历和成因。

表1 黔阳地区辉长-辉绿岩(130-1, 133, 130)锆石SHRIMP U-Pb测试结果

Table 1 Analytical results of SHRIMP U-Pb for zircons from the gabbro-diabase in the Qianyang area (130-1, 133, 130)

注: 1. 删除线区域为不谐和年龄或因污染废弃的测点年龄或未参与计算的数据; 2. Pb*代表放射性成因铅; 3. 标准刻度的误差为0.23%、1.23%和0.36%; 4. 实际测得的204Pb进行普通Pb校正。

图3 黔阳旋潭村辉长-辉绿岩(130-1)锆石CL图像和锆石U-Pb年龄谐和图Fig.3 CL images and U-Pb concordia diagram of zircons from sample 130-1 in Xuantan village, Qianyang

除了这些锆石外, 剩下的锆石207Pb/206Pb年龄分布在2446~2531 Ma之间, 还有几个207Pb/206Pb年龄值分别为1972 Ma、1991 Ma、2032 Ma和2130 Ma(图3)。在这群锆石中年龄最老的是2531 Ma(图3-3), 该锆石具有半自形的晶型以及振荡环带, 核-幔-边构造发育, 2446~2531 Ma之间的这类锆石Th/U比值为 0.52~0.86, 平均 0.62。1800~2200 Ma之间的锆石比较特殊, 外形圆度高, 振荡环带不显著, 个别具有明显的核幔构造, 而且幔部结构与核部平行, 其中一粒锆石的核部和幔部年龄在误差范围内一致(图3-2), 该类锆石 Th/U比值在0.15~1.06之间, 平均0.73。由于可用的数据点少, 没有得到加权平均年龄。但需要指出的是年龄古老的锆石主要出现在雪峰山早期的基性-超基性岩中。周继彬等(2007)在桂北基性-超基性岩中也发现了 3.5 Ga左右的变质锆石。

3.2 黔阳安化长安寺辉绿岩(样品133)

样品133中的锆石多呈板状, 半自形-自形, CL图像较暗, 说明 U含量较高, 多数锆石没有或仅发育微弱的振荡环带, 内部比较均匀, 个别沿着晶面存在包裹体, 锆石粒径在100~180 μm之间(图4), 这些多是基性岩锆石的典型特征(Corfu et al., 2003),与样品130-1中来自基底的锆石不同(图3)。该批锆石与雪峰山同时代基性-超基性岩中锆石的特征一致(Wang et al., 2008), 但与800~900 Ma基性-超基性岩锆石特征差别明显(它形-自形、振荡环带发育或扇状分区发育, 核幔构造发育, 见下文)。

样品中多数测点位于谐和线上, 几个测点位于谐和线之下, 可能代表了铅丢失, 除此之外, 还包括了个别古生代锆石(370 Ma), 该锆石均有密集完整的振荡环带, 自形很好, 笔者认为它们是选样期间带进来的(133样品锆石和古生代花岗岩前后选样,可能存在污染)。剔除这些锆石后, 9个点的加权平均年龄为 712±12 Ma(MSWD=1.4)(图 4)。该年龄比Wang et al. (2008)在附近区域于辉绿岩中得到的SHRIMP U-Pb年龄 747±18 Ma要小, 比张春红等(2009)在研究区北侧同属一个基性-超基性岩带的辉绿岩年龄831.6±9.7 Ma更小(图1a)。

图4 黔阳安化长安寺辉绿岩(133)锆石CL图像和U-Pb年龄谐和图Fig.4 CL images and U-Pb concordia diagram of zircons from the gabbro in the Anhua Chang’an temple(133), Qianyang

除了外混锆石和不谐和年龄的锆石外, 133样品中锆石的Th/U在2.21~6.84, 平均为4.11。在本研究中三个所测样品中133的Th/U不仅变化范围最大,而且比值也是最大。

3.3 黔阳古溪村辉长-辉绿岩(样品130)

样品 130的锆石粒径为 100~200 μm, 自形-半自形, 除去一个不谐和年龄的锆石外(图 5-7), 其余锆石几乎都成板状(图 5), 个别发育振荡环带(图5-1), 其余发育带状区域。个别锆石具有核幔构造(图 5-7, 5-8)。这类锆石是基性岩比较特征的锆石,其年龄可以代表基性岩形成的年龄。这组锆石的Th/U比值在0.49~3.08之间, 平均为2.48。

除了一个明显不谐和年龄外(252 Ma), 130样品的多数测点基本上都位于谐和线上或附近(图5), 其中16个点的206Pb/238U年龄范围在206.9~215.9 Ma之间, 加权平均年龄为 211.5±1.9 Ma(MSWD=0.48)(图 5, 表 1), 属于晚三叠世。该时段基性岩同位素年龄在雪峰山地区报道不多。前人在雪峰山西侧一带发现晚古生代锆石(邓新等, 2010), 但没有发现中生代岩体。从锆石的晶型和内部特征, 以及年龄分布来看, 130样品中选出的锆石未见典型基底来源的锆石, 也未见新元古代锆石的信息, 暗示晚三叠世研究区岩石圈结构可能发生了重要的改变。

4 讨 论

4.1 黔阳地区三个样品之间的年龄差别及其含义

黔阳地区三个基性岩样品的采样点相对集中,但锆石特征和年龄分布均不同: 130-1样品中除去不谐和年龄和可能混进来的古生代锆石, 剩下的多是新太古代和古元古代的锆石, 没有典型的雪峰山基性-超基性岩740~820 Ma的锆石; 133样品则出现相对集中的700 Ma左右的锆石, 但是其加权平均年龄比以往发表的雪峰山基性-超基性岩带以及其他地区的新元古代锆石的年龄要小很多(Wang et al.,2008; 张春红等, 2009; 葛文春等, 2001; Li et al.,1999; 笔者未发表资料)(图1a), 在相同地区Wang et al. (2008)测得的辉绿岩锆石 SHRIMP U-Pb年龄为747±18 Ma; 而 130样品中几乎所有锆石年龄均在211 Ma左右(晚三叠世)(图1a)。本研究得到这些数据与前人在雪峰山地区的工作认为其主体为740~820 Ma的基性-超基性岩有差别, 这种差别可能蕴含着重要的信息。

研究区三个样品的锆石 Th/U比值也有明显区别, 130-1样品的锆石 Th/U比值最小, 变化范围在0.15~1.06(图 6a, 表 1)。133样品的锆石 Th/U比值最高, 变化范围最大为 2.21~6.84(图 6a), 这与雪峰山其他地区基性岩740~820 Ma的锆石具有高Th/U比值非常相似(另文讨论)。130样品的锆石Th/U比值介于样品 130-1与 133之间, 变化范围为0.49~3.08(图6a)。三个样品锆石Th/U比值的差别暗示着锆石的来源或形成环境不同, 即这些基性岩形成的构造背景可能不同。

需要说明的是, 130-1样品中古老的锆石普遍存在核-幔-边构造, 可能是后期变质作用下的重结晶的产物。这部分锆石Th/U值很低, 变化范围也最小(图6a), 因为重结晶会导致Th离子迁出锆石, 从而造成低的Th/U比值。这些锆石几乎没有基性岩典型的锆石特征, 可能属于捕获锆石, 代表基底锆石。笔者在梵净山辉绿岩中发现了3.0 Ga左右的变质锆石(另文讨论), 周继彬等(2007)也在桂北基性-超基性岩中也发现了3.5 Ga左右的变质锆石。这些说明在雪峰山下(扬子东南缘)早期(新元古代?)存在新太古代-古元古代的基底, 甚至可能存在古太古代和中太古代的基底。

关于雪峰山740~760 Ma左右的基性岩的成因,多数学者认为其形成与于裂谷环境(Zhou et al.,2007; 王剑等, 2000, 2003; Wang et al., 2008), 部分学者认为它们是弧后拉张环境下的产物(Zhao et al.,2011), 而一部分学者认为属于地幔柱成因(张春红等, 2009)。这期伸展事件的记录有~760 Ma(图1a)、747±18 Ma(Wang et al., 2008), 而133样品的年龄将该年龄推到 712±12 Ma。如此之大的时间跨度,很难用地幔柱模型解释, 用裂谷解释可能更符合实际。记录了该期构造事件的锆石 Th/U比值较大的变化范围可能反映了伸展过程中地幔不均一性的控制作用。对于大于800 Ma的基性-超基性岩, 一部分学者认为是岛弧成因(Zhou et al., 2009), 另一部分学者强调地幔柱成因(Wang et al., 2007; Li et al., 1999; 张春红等, 2009)。就目前收集到的数据,800~900 Ma的锆石Th/U比值(图6c)与700~800 Ma的锆石相似(图6b), 但变化范围更大, 个别可达30甚至70左右。如果锆石的Th/U比值能够反映锆石晶出的环境, 那么如此之大的变化范围可能不是地幔柱的特征, 而反映岩石圈范围内的不均一性。因此推测雪峰山地区 800~900 Ma的基性-超基性岩不是地幔柱的产物。

图6 基性岩锆石U-Pb年龄和Th/U比值相关图Fig.6 Zircon U-Pb ages vs Th/U values of the mafic rocks

4.2 晚三叠世基性岩的构造背景

关于雪峰山晚三叠世的基性岩在以往的研究中还未曾有正式报导。因该组锆石具有典型基性岩锆石的特征(板状以及较高的 Th/U比值), 它们不是捕获锆石。这期基性岩与雪峰山印支期强烈的陆内压剪型造山以及雪峰山东麓“后碰撞”花岗岩(白马山)的侵位几乎同时(~209 Ma)(Wang et al.,2005; 张进等, 2010a; 陈卫峰等, 2007)。那么该期基性岩的发育要么与造山后的伸展垮塌有关, 要么和压剪造山过程中局部拉分构造有关。由于黔阳地区位于雪峰山区域性走滑断裂(桃江-安化-溆浦-靖州断裂)上(图 1a), 该断裂印支期强烈活动, 沿线不仅发育挤压推隆造山(Wang et al.,2005), 还发育一系列拉分盆地(张进等, 2010a),这些是走滑构造中常见的现象(Cunningham and Mann, 2007)。鉴于研究区压剪变形(transpression)和基性岩发育同时以及基性岩发育于重要的构造部位, 笔者倾向认为该期基性岩活动与区域性的走滑断裂活动有关, 是三叠纪晚期扬子与华北板块碰撞过程中陆内协调变形的结果(张进等,2010a)。这种陆内变形虽然可以造成地壳的加厚,但与典型的陆缘造山差别明显。

此外, 不同的学者沿着桃江-安化-溆浦-靖州断裂带所测的基性-超基性岩体年龄相差很大(图1a), 除了测试方法有的不同外(855±6 Ma, Sm-Nd等时线年龄, 郑基俭等, 2001, 其余均是锆石SHRIMP U-Pb或LA-ICP-MS U-Pb年龄), 造成这些年龄不同的因素可能就与该断裂的多期活动有关。

4.3 雪峰山中央断裂

雪峰山是我国东部与西部分界的重要构造带,备受瞩目(黄汲清, 1945; 陈海泓等, 1993; 丘元禧等,1993, 1999; 任纪舜等, 1990; Hsu et al. , 1990)。前人多认为雪峰山是扬子板块与其东南侧构造单元的边界, 但具体边界在哪里还没有定论。一些学者研究认为雪峰山是晚三叠世陆内压剪作用下形成的构造带(Wang et al., 2005), 是早期南华纪裂谷后期反转的结果(张进等, 2010b)。在横剖面上, 雪峰山呈扇形(或正花状)(丘元禧等, 1999; 张进等, 2010b), 东西两侧均为逆冲断层(东侧为城步-江口断裂, 西侧为慈利-大庸断裂), 而中间为桃江-安化-溆浦-靖州左行走滑断裂(张进等, 2010a)。这是压剪作用下常有的应变分配现象, 压剪变形中, 中间的走滑断裂是主控断裂(Casas et al., 2001)。目前认为雪峰山东麓的城步-江口断裂是雪峰山的一级断裂, 从应变分配的角度看, 该断裂不是主要的。雪峰山地区基性-超基性岩的时空分布表明, 桃江-安化-溆浦-靖州断裂是主要断裂, 一方面沿着该断裂带是雪峰山地区基性-超基性岩体集中分布区域, 另一方面沿着该带分布有不同时代的基性-超基性岩体, 从北向南依次有益阳枕状玄武岩(823 Ma)、隘口辉绿岩(831 Ma)、黔阳辉长-辉绿岩(712 Ma、747 Ma、211 Ma)以及通道辉绿岩(772 Ma)(图 1a), 这些现象都表明该带是一个长期活动的构造带。因此不论从构造还是基性–超基性岩的时空分布, 桃江-安化-溆浦-靖州-通道(?)断裂都是最为重要的断裂带, 笔者倾向认为该断裂是分隔扬子和其南侧构造单元之间的一级边界, 这里称之为雪峰山中央断裂。

4.4 雪峰山是否具有很大的推覆距离

雪峰山的缩短距离目前还没有得到比较精确的数据。Hsu et al. (1990)提出雪峰山是一个推覆距离很大的移置体, 但早期的地球物理资料表明其缩短距离很小, 小于50 km(丘元禧等, 1999)。随着近年来南方海相油气勘探的加强, 在雪峰山西侧获得了一批地震资料, 这些资料清晰地显示, 雪峰山西缘逆冲断层推覆距离很小(马永生报告, 2008)。笔者前期在雪峰山中段进行的地表地质测量获得的缩短量在30~50 km之间(张进等, 2010b), 但该数据不包括雪峰山东侧部分, 推测整个雪峰山东西向的缩短距离在50 km左右。目前的这些资料基本上否定了雪峰山具有大规模水平位移的构造带。位于雪峰山中央断裂中段黔阳地区多世代的基性岩说明该断裂复杂长期的活动历史, 而没有受到后期逆冲断层的改造, 它的走滑控制了雪峰山东西两侧的逆冲变形,而这些变形仅算半原地的。

5 结 论

雪峰山中段基性岩锆石 SHRIMP U-Pb测年结果表明雪峰山地区存在多期基性岩, 它是一个长期活动的构造带。雪峰山中部的黔阳(安江)地区发现了确定的三叠纪晚期的基性岩, 该基性岩与雪峰山中央断裂晚三叠世强烈的左行剪切活动可能有关。在黔阳地区的样品中发现了一些新太古代-古元古代、中元古代、新元古代以及中生代(印支运动)构造热事件信息, 但缺少典型 Rodinia超大陆聚合信息的显示。早期的基性岩锆石成分比较复杂, 有很多来自基底的捕获锆石, 随着时代的变新, 来自基底的信息逐渐减少甚至没有。结合前人资料, 扬子板块东南缘可能存在新太古代-古元古代的基底。

致谢: 野外期间与湖南地质调查院柏道远博士进行了有益讨论, 并得到成都理工大学朱介寿教授和蔡学林教授的指导和教诲, 在此一并致谢。南京大学周金城教授、王孝磊博士、中国地质大学(武汉)赵军红博士、邓新博士为作者提供了其所测雪峰山基性-超基性岩锆石的 CL照片。研究参考了大量雪峰山地区的1∶200000地质图, 在此向测制这些图幅的地质工作者致敬。中国地质科学院地质研究所的高林志研究员和中国地质大学(武汉)的杨坤光教授为本文提出了很多建设性修改意见, 在此表示衷心感谢。

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