广西摩天岭岩体对江南造山带西南段构造演化的响应： 来自新元古代花岗岩锆石U-Pb年代学证据

宋　昊， 徐争启， 倪师军， 张成江， 梁　军， 程发贵， 唐纯勇

（1.成都理工大学 地球化学与核资源工程系， 四川 成都 610059； 2.地学核技术四川省重点实验室， 四川成都 610059； 3.广西305核地质大队， 广西 柳州 545005）

广西摩天岭岩体对江南造山带西南段构造演化的响应： 来自新元古代花岗岩锆石U-Pb年代学证据

宋昊1，2， 徐争启1，2， 倪师军1，2， 张成江1，2， 梁军3， 程发贵3， 唐纯勇3

（1.成都理工大学 地球化学与核资源工程系， 四川 成都 610059； 2.地学核技术四川省重点实验室， 四川成都 610059； 3.广西305核地质大队， 广西 柳州 545005）

摩天岭巨型花岗岩体位于广西北部， 华夏和扬子板块之间， 是江南造山带西南段新元古代代表性侵入体。为了系统研究摩天岭岩体的岩石成因和江南造山带西南段区域演化特征， 本文进行了系统的样品采集和LA-ICP-MS锆石U-Pb测年研究。结合元素地球化学特征认为， 摩天岭和元宝山岩体形成于新元古代江南造山带西南段碰撞和造山作用。综合前人研究成果和本次测试数据， 将桂北晋宁期江南造山带活动细分为主碰撞（870～835 Ma）、晚碰撞（834～790 Ma）和后碰撞（789～740 Ma）三个阶段。摩天岭岩体主要形成于碰撞造山过程的晚碰撞阶段， 后碰撞阶段小型岩体的侵入也构成了摩天岭岩体的重要部分。通过对江南造山带西南段、中段和东北段不同碰撞造山阶段岩浆岩的对比研究认为， 西南段的摩天岭主岩体及岩体中的补体与其他各地段出露的岩体具有较好的对照和可比性， 三个地段的岩体均主要以中酸性为主，其中主碰撞阶段以花岗闪长岩类为主， 晚碰撞、后造山阶段以花岗岩类为主。

摩天岭岩体； 江南造山带； 碰撞造山； 新元古代； 锆石U-Pb定年

卷（Volume）39， 期（Number）6， 总（SUM）149

页（Pages）1156～1175， 2015， 12（December， 2015）

0　引　言

江南造山带位于扬子板块与华夏板块之间， 是一套由浅变质、强变形的前寒武纪巨厚沉积-火山岩系及时代相当的侵入体所构成的地质构造单元， 呈北东-南西向跨越了中国南部的广大区域（图1）。摩天岭和元宝山岩体是江南造山带新元古代雪峰期花岗岩体的重要代表， 也是江南造山带西南段出露面积最大、活动最明显的岩浆岩体， 为研究该区造山作用的时代、过程及动力学机制提供了较理想的地段。自20世纪80年代以来， 地质学家们从不同角度展开专题性研究， 在岩浆岩成岩时代和构造演化等方面取得重要成果（张祖还和章邦桐， 1991； 徐夕生和周新民， 1992； Shu et al.， 1994； 陈毓川和毛景文，1995； 李献华， 1999； 颜丹平等， 2002； 邱检生等，2002； Li X H et al.， 2003； Li Z X et al.， 2003 张桂林，2004； 周金城等， 2005； 王孝磊等， 2006； Wang et al.，2006； Zhao et al.， 2008； 薛怀民等， 2010； 高林志等，2010； 李印等， 2010； 韩宗珠等， 2011； 张彦杰等，2011； 薛怀民和马芳， 2013； 祁家明等， 2013； 柏道远等， 2014； 王艳楠等， 2014）。但对摩天岭岩体成岩与江南造山带西南段区域构造演化的关系、岩石成因和演化等方面的研究尚存较大争议。一种解释认为它们与本区的镁铁-超镁铁质岩呈双峰式， 是（超级）地幔柱活动的产物（Li et al.， 1999； 葛文春等， 2001b；李献华等， 2001， 2008； Li X H et al.， 2003； Li Z X et al.， 2003）， 与Rodinia 超大陆裂解有关（Li et al.，1999； 葛文春等， 2001b； Li X H et al.， 2003； Li Z X et al.， 2003）； 另一种观点认为其形成与华夏-扬子板块间的俯冲、碰撞事件有关， 而非地幔柱岩浆作用的产物（徐夕生和周新民， 1992； 李献华， 1998， 1999； Li et al.， 1999， 2002； 郭令智等， 2000； 颜丹平等， 2002；邱检生等， 2002； 张桂林， 2004； 周金城等， 2005； 王孝磊等， 2006； Wang et al.， 2004a， 2006； Zhao and Zhou， 2007a， 2007b； Zhao et al.， 2008； 高林志等，2010； 韩宗珠等， 2011）。

相对于整个江南造山带而言， 其西南段受后期（这里主要是指加里东期和印支期-早燕山期）造山作用改造的程度要明显高于中段和东北段（薛怀民等，2010）， 这可能是造成江南造山带西南段区域演化和岩体成因一直存在争议的原因之一。摩天岭和元宝山岩体作为江南造山带西南段的代表性岩体， 成为研究华南地区， 特别是前寒武纪江南造山带活动和演化规律的热点。

本文在全面搜集前人研究资料和野外实地调查基础上， 以江南造山带西南段的桂北摩天岭（三防）和元宝山岩体为研究对象， 系统采集了岩体的代表性样品， 利用激光剥蚀等离子体分析技术（LA-ICP-MS）进行锆石的U-Pb同位素精确定年，结合元素地球化学分析， 综合分析摩天岭岩体的年代、成因和成岩构造背景； 通过对岩体侵位时间、性质及其与造山带空间关系的研究， 探讨摩天岭岩体成因和演化模式， 以期更全面、细致地建立起摩天岭和元宝山岩体年代学格架； 同时对江南造山带西南段的造山过程进行年代学厘定， 为研究该地区岩浆构造作用乃至整个华南的前寒武纪运动提供依据。

图1　 江南造山带及邻区地质简图（据郭令智等， 1984； Li et al.， 1999； 周金城等， 2005； Wang et al.， 2006； 佘振兵， 2007资料修改）Fig.1 Simplified geological map of the Jiangnan orogen

1　地质背景

华南由扬子和华夏两个主要的地质构造单元组成， 自元古宙开始经历了多期次的不同规模、不同级次构造单元间的弧-弧碰撞、弧-陆碰撞、陆-陆碰撞及构造单元内部的裂解等构造事件， 最终导致了新元古代扬子和华夏两个构造单元的拼接和焊合（Li Z X et al.， 2003； 王永磊等， 2011）， 形成了位于扬子板块与华夏板块结合部呈带状展布的江南造山带（图1）。在江南造山带内广泛发育了新元古代的花岗岩类侵入体， 又称雪峰期花岗岩， 典型的岩体包括西南段的龙有、大寨、寨滚、蒙洞口、洞马、本洞、平英、田朋、摩天岭（三防）、元宝山等岩体， 中段以九岭岩体、西园坑岩体等最具代表性， 东段的典型岩体包括许村、歙县、休宁、灵山、莲花山等岩体（薛怀民等， 2010）。

摩天岭和元宝山岩体是江南造山带新元古代花岗岩体的重要代表（图2）， 侵入于元古代四堡群和丹洲群（属于广义的板溪群， 主要为一套岛弧式复理石建造和细碧角斑岩建造的绿片岩相沉积变质岩）中。摩天岭岩体主要为中-细粒黑云母花岗岩和细粒含斑黑云母花岗岩（晚阶段侵入体， 或称“补体”）， 侵入于由四堡群组成的三防复式背斜构造核部， 出露面积约955.3 km2。岩石多具片麻状构造、碎裂结构， 为韧性剪切作用的产物。岩石中钾长石含量较多， 偶然可见微斜长石的洁净钾长石增生边； 沿黑云母边缘和解理， 还时常见到绢云母化。岩体边缘相、过渡相及补充期中普遍出现属岩浆晚期产物的电气石囊， 局部有云英岩化， 并偶见石榴石和白云母。

图2　桂北摩天岭-元宝山地质图及采样点分布图Fig.2　Geological map of the Motianling-Yuanbaoshan granites and sampling locations

2　样品采集与分析

2.1样品的采集

在整理和研究前人数据的基础上， 作者采集了摩天岭和元宝山岩体中代表性样品（如M066、M062-3）； 为了能够更全面地研究岩体的形成和演化史， 将注意力放在岩体的后期补体或野外产状上看属于较晚期的岩体上（如M015-1、M016-1、M021-02、M040、M063-1、Y007、ZK2-10）。同时， 对继承性锆石进行LA-ICP-MS U-Pb年龄测定和研究。

2.2样品的分析测试方法

所用样品取自广西摩天岭和元宝山岩体中， 岩性主要为花岗斑岩、细粒花岗岩、钾长花岗岩、中细粒黑云母花岗岩等。将样品经人工破碎后， 采用常规重-磁选方法， 除去长石、石英、云母等轻比重矿物和磁铁矿、磁黄铁矿等磁性矿物， 最后在双目镜下挑选出晶形完好， 透明度、无裂隙、无包裹体和色泽较好的锆石单矿物。按照宋彪等（2002）描述的方法制靶， 用环氧树脂固定并抛光至颗粒一半露出，用于阴极发光（CL）图像和LA-ICP-MS U-Pb同位素分析。

LA-ICP-MS锆石U-Pb定年测试分析在中国地质科学院矿产资源研究所MC-ICP-MS实验室完成，锆石定年分析所用仪器为Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及与之配套的Newwave UP 213激光剥蚀系统。激光剥蚀所用斑束直径为25 μm， 频率为10 Hz， 能量密度约为2.5 J/cm2， 以He为载气。激光剥蚀采样采用单点剥蚀的方式， 锆石U-Pb定年以锆石GJ-1为外标， U、Th含量以锆石M127（U： 923 μg/g；Th： 439 μg/g； Th/U： 0.475） （Nasdala et al.， 2008）为外标进行校正。测试过程中在每测定10个样品前后重复测定两个GJ-1对样品进行校正， 并测量一个锆石Plesovice， 观察仪器的状态以保证测试的精确度。数据处理采用ICPMSDataCal程序（Liu et al.， 2010），因绝大多数分析点206Pb/204Pb＞1000， 未进行普通铅校正。204Pb由离子计数器检测，204Pb含量异常高的分析点可能受包体等普通Pb的影响， 对204Pb含量异常高的分析点在计算时剔除。锆石年龄谐和图用Isoplot 3.0程序（Ludwig， 2001）进行分析和作图获得。详细实验测试过程见侯可军等（2009）。样品分析过程中， Plesovice标样作为未知样品的分析结果为337.11± 0.21 Ma（n=28， 2σ）， 与年龄推荐值337.13± 0.37（2σ）（Sláma et al.， 2008）在误差范围内一致。

对采集的样品进行了全岩微量元素及稀土元素分析（Finnigan Element II型电感耦合等离子体质谱ICP-MS测定， 误差一般5%～10%）， 分析测试工作由核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。

图3　摩天岭花岗岩体K2O-SiO2图解（底图据Peccerillo and Taylor， 1976）Fig.3　K2O vs. SiO2diagram of the Motianling granites

3　分析结果

3.1元素地球化学特征

样品的主量元素、微量元素测试结果见表1。根据样品的SiO2含量及在 K2O-SiO2图上主要分布在高钾钙碱性岩系（图3）， 表明本区花岗岩总体上具有高钾钙碱性岩特点。在岩浆岩样品的Rb-Ta-Hf大地构造判别图解中（图4a）， 样品投点位于碰撞大地构造背景上的花岗岩区域，在R1-R2图上（R1= 4Si-11（Na+K）-2（Fe+Ti）； R2=6Ca+2Mg+Al， 元素代表质量分数）， 样品投点靠近造山期后区（图4b）；而在Rb-（Y+Nb）构造环境判别图解（图4c）上， 数据点落入火山弧花岗岩（VAG）、同碰撞花岗岩（Syn-COLG）区及后碰撞花岗岩（Post-COLG）的重叠区域内， 反映了岩体可能形成于后碰撞或后造山环境。

3.2锆石U-Pb定年

锆石分选自样品M015-1、M016-1、M021-02、M040、M062-3、M063-1、M066、Y007、ZK2-10。锆石样品的阴极发光（CL）图像显示（图5）， 不同样品中锆石CL特征基本相同， 锆石呈半透明， 自形至半自形柱状， 颗粒粗大， 一般在80～260 μm， 个别可达400 μm， 自形程度高， 长宽比约为2∶1， 大都呈短柱状或长柱状。锆石CL图像显示其内部有四种结构： 略显条带的均一结构、条带状结构、中间具有暗色残留核、振荡环结构。总体而言， 大部分锆石晶体柱面平直发育， 锆石内部可见较清晰的振荡环带， 是典型的岩浆结晶锆石， 少数颗粒有破损现象， 矿物成分和化学成分不是十分均匀； 部分晶体核心存在残留锆石， 成浑圆状， 未见明显振荡环带。

LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分析测定结果见表2。由于所测锆石的年龄基本＜1000 Ma， 故选取206Pb/238U 年龄作为锆石的形成年龄。

表1　摩天岭花岗岩样品主量（%）、微量和稀土元素（μg/g）分析结果Table 1　Major （%）， trace and rare earth element （μg/g） compositions of the Motianling granites

图4　摩天岭花岗岩体大地构造环境判别图解Rb-Ta-Hf（a， 据Harris et al.， 1986）， R1vs. R2（b， 据Batchelor and Bowden， 1985）， and Y+Nb vs. Rb （c， 据Pearce et al.， 1984； Pearce， 1996）Fig.4　Tectonic discriminative diagrams of Rb-Ta-Hf （a），R1vs. R2（b）， and Y+Nb vs. Rb （c） for the Motianling granites

摩天岭M040细粒花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图（图6b）显示样品的206Pb/238U年龄值主要集中于780 Ma和940 Ma左右，19个点的206Pb/238U加权平均年龄为783±3 Ma（95%可信度）， 其MSWD=0.53， 较好地代表了细粒花岗岩的侵位结晶年龄。19号锆石的年龄为934±5 Ma， 该锆石的CL特征与其他锆石明显不同， 一是粒度偏小约为80 μm， 二是磨圆度较高，代表更早期的继承性锆石， 很可能来源于围岩——四堡群。

摩天岭M062-3中细粒花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图（图6e）显示，206Pb/238U年龄主要集中于780 Ma左右及更高的年龄段。该样品中锆石U含量的变化范围在116～916 μg/g， Th/U比值变化于0.10～0.63之间， 主要变化于0.10～0.50之间， 在U-Pb谐和图上22个数据点集中落在谐和线附近，206Pb/238U加权平均年龄为828±12 Ma（95%可信度）， 其MSWD=0.04，较好地代表了细粒花岗岩的成岩年龄。另外， 测点M062-3-06、M062-3-10、M062-3-16、M062-3-14、M062-3-25、M062-3-27、M062-3-29等的年龄值在1000～1700 Ma之间， 很可能是位于测点内部残留核给出的继承性锆石的年龄， 反映了该区岩浆活动可能有古老基底岩石的混染， 并不能代表摩天岭岩体的真实年龄。

样品M066的锆石U含量变化范围在130～1184 μg/g，Th/U比值变化于0.03～0.84之间， 主要变化于0.10～0.50之间， 所有数据点在U-Pb谐和图上集中落在谐和线附近 （图6d）。年龄值主要集中于835 Ma左右及更高的年龄段。25个点的206Pb/238U加权平均年龄为830±11 Ma（95%可信度）， 其MSWD=0.04，较好地代表了成岩年龄。另外， M066-8、M066-10、M066-22、M066-24、M066-30等测点的年龄值分别为907、903、1150、1268和917 Ma， 结合其他样品，认为其可能代表了继承性锆石的年龄。

从本次测年结果来看， 样品M015-1的年龄为795±3 Ma（n=12， MSWD=0.66） （图6a）； M063-1样品的206Pb/238U加权平均年龄为797±9 Ma （n=27，MSWD=0.17） （图6c）、Y007年龄为783±5 Ma （n=6，MSWD=1.7） （图6f）、ZK2-10 15个点的加权平均年龄为783±3 Ma， 其MSWD=0.40 （图6g）， Zk2-10锆石特征与M040非常相似， 部分岩体样品在野外产状上判断为较晚期的岩浆相， 其中采于岩体东南缘的M021-2含电气石花岗岩（742±2 Ma， n=17， MSWD= 0.36）（图6h）为该类样品的代表， 从野外研究推测应属较晚期岩浆作用形成。

图5　摩天岭花岗岩体代表性样品的锆石CL图像Fig.5　Representative cathodoluminescence （CL） images of zircons from the Motianling granites

4　讨　论

江南造山带西南段新元古代的岩浆活动较发育，所形成的岩石类型繁多， 对于这些岩浆岩的形成时代， 早期的同位素年龄资料多采用K-Ar法、Rb-Sr和Sm-Nd等时线法获得， 也有少数通过单颗粒锆石Pb-Pb法测定， 数据的质量普遍不高， 甚至存在着相互矛盾之处。近年来， 随着一些SHRIMP和LA-ICP-MS法锆石U-Pb年龄资料的陆续发表， 加上本次定年研究的成果， 为初步勾画江南造山带西南段岩浆活动的时空演化规律提供了可能。

4.1岩体的大地构造成因

关于摩天岭和元宝山岩体的成因， 前人研究存在较大争议。一种解释认为它们与本区的镁铁-超镁铁质岩呈双峰式， 是（超级）地幔柱活动的产物（Li et al.， 1999； 葛文春等， 2001b； 李献华等， 2001， 2008；Li X H et al.， 2003； Li Z X et al.， 2003； 曾雯等， 2005；吴荣新等， 2005）， 与Rodinia 超大陆裂解有关（葛文春等， 2001b； Li et al.， 1999， 2002； Li Z X et al.， 2003；曾雯等， 2005）； 另一种观点认为其形成与华夏-扬子板块间的俯冲、碰撞事件有关， 俯冲造山运动可能持续到0.74 Ga或更晚， 而非地幔柱岩浆作用的产物（徐夕生和周新民， 1992； 李献华， 1998， 1999； 郭令智等， 2000； Li et al.， 1999， 2002； 邱检生等， 2002；颜丹平等， 2002； 张桂林， 2004； 周金城等， 2005； 王孝磊等， 2006； Wang et al.， 2004a， 2006， 2007； Zhao and Zhou， 2007a， 2007b； Zhao et al.， 2008； 高林志等，2010； 韩宗珠等， 2011； 许效松等， 2012）。第三种观点认为是板块-裂谷二者共同作用下岩浆活动产物，是俯冲碰撞事件之后裂谷背景的产物， 其形成与弧-陆碰撞造山带的垮塌有关， 进一步分为早期弧-陆碰撞造山带拉张跨塌再造产物（Wu and Zheng， 2006；Zheng et al.， 2007）和晚期大陆裂谷再造产物（Zheng et al.， 2003， 2007）。

图6　摩天岭-元宝山花岗岩体锆石U-Pb年龄谐和图Fig.6 Zircon U-Pb concordia diagrams for the Motianling granites

表2　 摩天岭花岗岩样品LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测定结果Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results of the Motianling granites

续表2：

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结合以下原因， 笔者倾向于将本区岩体的形成归因于碰撞和造山事件： ①元素地球化学特征显示本区花岗岩具有碰撞造山的成因特征（图4）， 这与前人研究结果一致（张桂林， 2004； 韩宗珠等， 2011），丹洲群砂岩的岩石地球化学显示活动大陆边缘和被动大陆边缘成因， 但更趋向于活动大陆边缘环境（郭令智等， 2000； 张桂林， 2004）； ②与一般的地幔上涌事件不同， 地幔柱岩浆活动规模非常巨大（形成的玄武岩的面积可达数十万平方千米）， 所产生的岩浆岩以镁铁质为主， 而这有悖于本区情况， 本区镁铁-超镁铁质岩的出露面积总共只有大约100 km2， 而且它们都具明显的弧岩浆特征（赵子杰等， 1987； 王孝磊等， 2006）， 另外， 笔者测定的摩天岭花岗岩形成时间跨度近100 Ma， 这与地幔柱岩浆活动具瞬时性（在l～5 Ma内快速喷发）是相悖的； 其实不仅是摩天岭花岗岩， 沿江南造山带的一系列花岗岩类岩体的成岩年龄在800 Ma左右的时间内都有一定的时间跨度（详见本文4.2节）； ③本区分布大量S型花岗岩、镁铁质-超镁铁质岩浆， 以及与围岩呈构造接触的蛇绿岩套（夏斌， 1984）， 是古板块俯冲的重要证据。四堡群是活动大陆边缘的典型产物（郭令智等，1984， 1996， 2000； 张桂林， 2004）， 是碰撞造山的标志； ④葛文春等（2000）提出本区缺乏800 Ma的蛇绿岩， 认为龙胜地区镁铁-超镁铁质岩类是新元古代（～820 Ma）大陆裂谷进一步发展的产物， 并将此归因于岩体非碰撞造山成因的理由之一。事实上丹洲群形成于新元古代， 晚于本洞花岗岩体（～820 Ma）（葛文春等， 2000）， 龙胜地区侵入丹洲群中的元古代镁铁-超镁铁质岩类理应晚于～820 Ma， 很可能是本区碰撞造山晚期的产物。按照碰撞造山观点， 本区蛇绿岩应该在岩体的东南方向， 甚至是龙胜地区的东南方向， 这些区域已被后期的震旦纪及早古生代地层所覆盖， 未发现蛇绿岩也是可以理解的， 况且正如上述的呈“飞来峰”式出露于龙胜地区的江南古陆残体中， 是存在明显的元古代（小于820 Ma）镁铁质-超镁铁质岩类出露的（夏斌， 1984； 李献华等， 1997）；⑤与摩天岭和元宝山岩体同时代、类似大地构造环境和成因的扬子地块西缘的岩体， 属于与俯冲板块有关的岛弧型岩浆杂岩， 形成时间跨度在100 Ma以上（726～864 Ma）， 证明这些岩石的形成与地幔柱作用无关（颜丹平等， 2002）， 与前人认为的雪峰运动在本区表现为“振荡运动”（广西壮族自治区地质矿产局， 1985）具有类似的含义。

这种“振荡运动”可能对理解本区沉积岩与岩浆岩之间存在的关系争议具有一定的意义。环绕摩天岭和元宝山岩体的四堡群是本区出露最老的地层，是岩体在地表的直接围岩， 因此传统认为摩天岭岩体侵入于中元古界四堡群中。但近年来的研究认为四堡群的沉积年龄可以延后至860 Ma （Wang et al.，2007）， 甚至842 Ma（高林志等， 2010）， 因此四堡群沉积可能跨越了中元古界和新元古界； 巨厚的四堡群及其上覆的板溪群（丹洲群）是“振荡运动”的沉积产物， 本区岩浆岩同样是伴随着这种“振荡运动”的间歇性造山作用的发生而侵位成岩。

摩天岭岩体物质来源于上地壳， 是上地壳重熔形成， 属于S型花岗岩（周新民， 2003； 梁国宝， 2008），前人曾认为花岗岩的物源区是由较古老和较成熟的地壳组成（沉积岩为主）（凌洪飞等， 1998）， 那么其地壳重熔作用的物质来源是什么？前人对本区做过大量的元素地球化学（周新民， 2003； 王孝磊等， 2006；梁国宝， 2008）和同位素分析（李志昌和赵子杰， 1991），推测四堡群可能是物质来源， 但依据不够充分， 且前人对岩体中继承性锆石的关注较少； 继承性锆石是岩浆岩形成中捕获的锆石， 能够保持相对封闭的体系， 保留了原始年龄信息， 因此对物质来源具有较好的指示意义。

根据表2， 部分锆石测点年龄明显早于成岩年龄， 该类锆石的CL图像特征明显不同， 一是粒度偏小， 约为80 μm， 二是磨圆度较高， 代表了更早期的继承性锆石， 很可能来源于围岩——四堡群， 反映了该区晋宁期岩浆活动可能有古老基底岩石的混染。前人也发现了桂北新元古代花岗岩中继承性锆石年龄1.9～1.0 Ga（王孝磊等， 2006； Li et al.， 2007）。根据本次测试结果（表2）， 继承性锆石的年龄主要集中于1700～1000 Ma， 时间上与四堡群（1800～840 Ma）地层沉积时间重叠， 且四堡群是目前发现的主岩体的唯一围岩地层， 结合前人所做的Sr-Nd同位素研究结果（李志昌和赵子杰， 1991）， 推断摩天岭岩体形成主要是对四堡群等地层的重熔。龙胜丹洲群合桐组岩石同位素年龄为977～760 Ma（广西壮族自治区地质局， 1977； 甘晓春等， 1996； 葛文春等， 2001a；广西壮族自治区地质矿产局， 2008）， 本次研究发现少数继承性锆石的年龄为930～900 Ma， 且岩体形成时间可延至742±2 Ma（M021-02）， 因此成岩时间与丹洲群重叠， 推断不排除岩体形成过程中存在少量对丹洲群的重熔。另外， 野外观察不难发现， 摩天岭岩体侵位于其东南一隅的本洞花岗闪长岩， 本洞岩体有明显交代现象， 因此在成岩过程中， 可能存在摩天岭岩体对本洞岩体和地层的双重重熔作用。

4.2摩天岭岩体对江南造山带西南段构造演化的响应

摩天岭花岗岩体是晋宁期江南造山带在桂北的代表性产物， 作为江南造山带的重要组成部分， 岩体形成与江南造山带的活动密切相关， 笔者在本次研究的基础上， 结合前人的研究成果， 将江南造山带活动期进行了进一步细分。

前人将江南造山带划分为主碰撞（870～850 Ma）（舒良树等， 1995； Zhao and Cawood， 1999）和晚碰撞（835～800 Ma）（王孝磊等， 2006）， 周金城等（2009）构建了从866 Ma前至760 Ma左右期间江南造山带从俯冲（岛弧）→碰撞→后造山伸展的构造演化框架。也有学者研究认为江南隆起带东段高压蓝闪石片岩定年结果显示华夏和扬子的碰撞高峰期发生在870～860 Ma（徐备等， 1992； 舒良树等， 1994； Zhao and Cawood， 1999）； 通过地层角度不整合研究， 864～835 Ma被认为是扬子与华夏陆块沿江南隆起带碰撞的结束时间（张菲菲等， 2011； 张玉芝等， 2011）。在后碰撞阶段， 俯冲的岩石圈拆沉， 深部地幔物质沿拆沉所留下的空隙上涌， 带来的热和由于拆沉所引起的拉张导致了上覆岩石圈和陆壳发生部分熔融， 产生了桂北地区新元古代S型花岗岩和少量镁铁-超镁铁质岩（王孝磊等， 2006）； 或者认为870～860 Ma洋壳的消减结束， 扬子和华夏地块开始进入碰撞期，857.4±18.3 Ma代表扬子地块和华夏地块的碰撞时间（Wang et al.， 2004b）。参考近年来全球性碰撞造山理论研究成果， 笔者提出将江南造山带划分为主碰撞（870～850 Ma）、晚碰撞（835～790 Ma）和后碰撞（789～740 Ma） 3个阶段。

（1） 主碰撞（870～850 Ma）期间产生了四堡群近东西向的褶皱和高压蓝片岩（王孝磊等， 2006）， 而没有产生大规模的岩体形成、侵位和出露。参考部分学者对江南造山带东段的研究结果， 将主要以花岗闪长质为主的岩浆岩归为同造山的产物， 而将花岗质岩浆岩归于晚造山成因（薛怀民等， 2010）， 结合江南造山带中段和东段研究成果， 花岗闪长岩属于主碰撞阶段的岩体（薛怀民等， 2010； 张菲菲等， 2011）；摩天岭东南部出露的本洞花岗闪长岩体很可能就是江南造山带主碰撞在本区即江南造山带西南段的产物。

（2） 本次钾长花岗岩样品中M015-1、M066是晚碰撞（835～790 Ma）阶段的产物， 该阶段是本区摩天岭和元宝山岩体的主成岩期， 类似于前人所论雪峰构造系统在晋宁期经历了洋壳俯冲， 至830 Ma华夏地块和扬子地块成为一个整体， 随后发生碰撞后的裂解（820～750 Ma）（金宠， 2010）， 构造环境可能是碰撞后的裂解期， 岩体属俯冲碰撞事件之后裂谷背景的产物。从表2可见， 这类样品中存在较多的四堡群继承性锆石年龄， 说明该期花岗岩存在相对较多的地壳重熔迹象， 这一现象在晚期锆石样品中明显减弱（M063-1及后碰撞期样品）。

（3） 而后碰撞（789～740 Ma）主要发生于晚碰撞结束790 Ma之后的约50 Ma中， 该阶段是本区摩天岭和元宝山主岩体中较小规模的岩体和脉体的成岩期； 本次样品M016-1花岗岩（云英岩）、M021-02含电气石花岗岩（电英岩）、M040细粒花岗岩、Y007细粒花岗岩、ZK2-10中细粒黑云母花岗岩是后碰撞作用产物， 野外表现为细粒花岗岩的形成、后期花岗岩（云英岩）和含电气石花岗岩（电英岩）等岩浆期后脉体的就位， 形成了地表所看到的小型岩浆岩后期补体。因此， 依据上述成岩年代学和岩石学研究，摩天岭岩体主要形成于江南碰撞造山过程的晚碰撞阶段， 在后碰撞阶段小型岩浆岩体的侵入也是形成摩天岭岩体不可缺少的阶段。

摩天岭岩体演化的历史也对应于江南造山带，即扬子板块和江南地体的拼合期， 时间上与前人所论江南各地体拼贴增生于扬子板块南东缘的时间基本重合， 为850～760 Ma（郭令智等， 2000）， 并与前人对扬子陆核晋宁期岩浆岩群的研究结论相吻合， 即“晋宁期”造山运动以830 Ma为开始时间， 于790 Ma左右达到了以壳内物质重熔为主的大规模岩浆侵入事件的峰期， 造山作用于740 Ma左右结束（凌文黎等， 2006）。

4.3与江南造山带东段、中段的比较

本区不同造山阶段都有岩浆岩发育， 包括前造山、同造山、晚造山和后造山等多个阶段的岩浆岩，试图用单一的成因模式解释造山带形成与演化的不同阶段所形成的岩浆岩本身就不合适。将这些岩浆岩置于特定的时空和大地构造背景下， 有利于全面把握它们的成因机制和时空演化（薛怀民等， 2010）。江南造山带西南段、中段和东北段各碰撞阶段及其代表性岩体的特征对比见表3。

从新元古代花岗岩的构造看， 既有区域性片麻状岩体， 也有块状岩体。它们似乎应被理解为有不同的成因， 并先后形成（周新民， 2003）。片麻状花岗岩的代表是巨大的桂北摩天岭岩体， 含丰富电气石，还有石榴子石和白云母， 它与相邻的东南侧本洞岩体有清楚的物质交代。摩天岭岩体应属于S型花岗岩， 但成因上不同于其他晋宁期堇青石花岗岩（周新民， 2003）， 如块状岩体的代表： 扬子东南缘的赣北九岭山花岗岩和皖南花岗岩（休宁、许村等岩体）。

江南造山带西南段以桂北摩天岭岩体为代表，摩天岭主岩体及岩体中的补体和前人研究的其他段出露岩体具有较好的可比性。主碰撞阶段在西南段、中段和东北段均以花岗闪长岩类为代表， 东北段以许村岩体和歙县岩体为代表， 中段以扬子克拉通北缘天平河花岗闪长岩体为代表， 西南段以摩天岭东南部的寨滚、秀塘河口岩体为代表。摩天岭岩体中未发现主碰撞阶段的年龄信息， 形成于晚碰撞和后碰撞阶段。晚碰撞阶段各段均以花岗岩类（黑云母二长花岗岩）为代表， 西南段以摩天岭主岩体（M015-1、M016-1、M062-3、M063-1、M066）及本洞花岗闪长岩体为代表， 东北段以灵山岩体和莲花山岩体为代表， 中段以九岭岩体、西园坑岩体、张邦源岩体及扬子克拉通核部的三斗坪岩体、大老岭岩体为代表。后碰撞阶段均以花岗（斑）岩类为代表， 西南段以摩天岭岩体的后期补体（M021-02、M040、ZK2-10）为代表， 东北段以石耳山花岗斑岩为代表， 中段以扬子克拉通核部的晓峰岩体为代表。由表3可见， 自西南段至东北段， 岩浆岩类型存在由以S型花岗岩为主向 I型花岗岩组分加入转变的趋势， 地幔贡献相对要高、年轻地壳组分减少， 岩体年代学有变新的趋势。综上所述， 江南造山带西南段、中段和东北段中岩体主要以中酸性为主， 其中主碰撞阶段以花岗闪长岩类为主， 晚碰撞、后造山阶段以花岗岩类为主， 在时空分布上由老至新、由东至西， 岩性由中酸性向酸性过渡。

5　结　论

（1） 摩天岭花岗岩体是晋宁期江南造山带在桂北的代表性产物， 通过系统采集样品和详细锆石U-Pb 年代学研究， 本文将摩天岭和元宝山岩体的形成归因于江南造山带新元古代碰撞和造山事件，同时将桂北晋宁期江南造山带活动期进一步细分为主碰撞（870～850 Ma）、晚碰撞（835～790 Ma）和后碰撞（789～770 Ma） 3个阶段。摩天岭岩体主要形成于造山作用的晚碰撞阶段， 在后碰撞阶段小型岩浆岩体的侵入构成了摩天岭岩体的其他部分。

表3　 江南造山带西南段、中段和东北段代表性岩体对比表Table 3 Neoproterozoic granitoids from eastern， middle， and western segments of the Jiangnan Orogen

（2） 江南造山带西南段以桂北摩天岭岩体为代表， 西南段、中段和东北段中的岩体主要以中酸性岩体为主， 其中主碰撞阶段以花岗闪长岩类为主，晚碰撞、后造山阶段以花岗岩类为主， 即时空分布上由老至新、由东至西， 岩性有由中酸性向酸性过渡的趋势。

（3） 摩天岭岩体作为江南造山带西南段的代表性岩体， 是造山带碰撞活动的产物， 是桂北晋宁期晚碰撞阶段和后造山阶段的综合产物， 摩天岭岩体记录了江南造山带西南段晚碰撞和后造山作用的详细过程和信息。

致谢： 中国地质科学院地质研究所薛怀民研究员和另一匿名审稿专家对论文提出了许多有益的修改建议， 锆石样品测试得到中国地质科学院矿产资源研究所辛洪波博士、侯可军博士及成都理工大学罗开杰硕士、余中美硕士的帮助， 在此一并致谢！

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Response of the Motianling Granitic Pluton in North Guangxi to the Tectonic Evolution in the Southwestern Section of the Jiangnan Orogenic Belt： Constraints from Neoproterozoic Zircon Geochronology

SONG Hao1，2， XU Zhengqi1，2， NI Shijun1，2， ZHANG Chengjiang1，2， LIANG Jun3，CHENG Fagui3and TANG Chunyong3
（1. Department of Geochemistry and Nuclear Resources Engineering， Chengdu University of Technology， Chengdu 610059， Sichuan， China； 2. Key Laboratory of Nuclear Techniques in Geosciences of Sichuan Province， Chengdu 610059， Sichuan， China； 3. No.305 Guangxi Geological Party， China National Nuclear Corporation， Liuzhou 545005， Guangxi， China）

The Jiangnan Orogenic Belt in China is characterized by abundant granitoids， which are indication of crust-mantle interaction and can be used to track the tectonic evolution of the orogen. As the representative of the southwest section of the Jiangnan Orogenic Belt， the Neoproterozoic Motianling granitic pluton in northern Guangxi is located in the southwestern section of the Jiangnan Orogenic Belt between the Yangtze Block and the Cathaysia Block in South China. In this work， we present new geochemical and LA-ICP-MS zircon U-Pb data for the igneous rocks from the Motianling granitic pluton to track the tectonic evolutionary history of the orogeny. LA-ICP-MS U-Pb dating results of zircons， particularly the inheritable magmatic zircons， show that the granitoids are products of the anatexis of the upper crust， namely， the Sibao Group as the main source material. By integrating the previous data including the geochronological dating results， we suggest that the Jiangnan orogeny underwent a complicate history in the Jinning epoch， which is divided into the main collisional orogeny stage （870- 835 Ma）， the late stage of collisional orogeny（834- 790 Ma） and post-collisional periods （789- 740 Ma）. The Motianling granitoid are mainly formed in the late stage of collisional period， while the later small-sized granitoid， as an indispensable part of the Motianling granitoid， are mainly formed in the post-collisional period. The features of the Motianling granitoid are in consistence with those of the acid-intrusions in the northeastern and middle sections of the Jiangnan Orogenic Belt. In the three sections of Jiangnan Orogenic Belt， the acid-intermediate magmatism is predominant. And in main collisional period， the magmatism is mainly granodiorite， while in the late stage of collisional and post-collisional periods， it is granite. The spatiotemporal distribution of magmatic rocks， show a tendency of transition from intermediate-acid to acidic， from east to west， from old to new.

Motianling granitoid； Jiangnan Orogenic Belt； collisional orogeny； Neoproterozoic； zircon U-Pb dating

P542； P597

A

1001-1552（2015）06-1156-020

10.16539/j.ddgzyckx.2015.06.015

2013-5-10； 改回日期： 2014-03-19

项目资助： 中国地质调查局研究项目（12120113095500）、国家自然科学基金项目（41503037， 41173059）、中国核工业地质局重点科研项目（201148）和科技部973项目（2015CB453000）联合资助。

宋昊（1986-）， 男， 博士， 讲师， 主要从事地球化学及矿床地质研究。Email： songhhao@yeah.net

徐争启（1975-）， 男， 教授， 从事地球化学研究。Email： xuzhengq@163.com