赣东北樟树墩早侏罗世水北组碎屑锆石研究及其地质意义

朱清波，靳国栋，高天山

(中国地质调查局南京地质调查中心,南京 210016)

0 引言

扬子地块和华夏地块在新元古代发生碰撞拼贴形成统一的华南板块[1]，并经历了加里东期—喜山期等多期造山活动的改造[2-3]。扬子东南缘的江南造山带主体为新元古代浅变质岩系和岩浆岩，其中新元古代岩浆活动主要包括1 000～860 Ma、860～825 Ma、825～805 Ma、805～750 Ma 4个阶段[1,3]。华夏地块最古老的基底为北武夷山地区2.0～1.8 Ga的变基性岩和变花岗岩，但主体为新元古代浅变质岩系和变基性—酸性岩等(1～0.8 Ga)[1,3-4]，中元古代岩浆岩尚未有明确报道。虽然在华夏地块南华纪—晚奥陶世的碎屑沉积物中记录有650～500 Ma的峰值年龄，但尚未发现同期的地质实体[1,3]。早古生代造山事件在武夷山—云开山地区表现最为强烈，其中武夷山地区的变质作用和混合岩化发生在460～440 Ma[3-7]，云开山地区则相对滞后(436～432 Ma)[8]。加里东期花岗岩广泛展布于政和—大浦断裂和安化—罗城断裂之间[9]，集中分布在武夷山—云开山(450～425 Ma)[3,8,10]、武功山—井冈山(420～400 Ma)及雪峰山(410～390 Ma)[11-13]地区。石炭纪—二叠纪火山-侵入岩仅在南北武夷山地区有零星出露。中—晚二叠世(267～252 Ma)具有片麻状构造的花岗岩主要分布在东南沿海，三叠纪(250～200 Ma)块状花岗岩则主要呈面状分布在华南内陆的十万大山和云开山地区[3]。早侏罗世岩浆岩(195～190 Ma)仅在南岭[14]、云开山[3]和浙闽沿海地区[15]有少量分布。

华南中生代的构造-岩浆活动明显受控于古亚洲、滨太平洋和特提斯3大构造域[5-7,13-14,16-17]，并且经历了特提斯构造域向古太平洋构造域的转换，但关于构造体制转换的时限仍存在分歧[1,18-19]。近年来，众多研究者从早中生代沉积盆地方面着手对构造体制转换时限进行了研究，存在晚二叠世—早三叠世[20-21]、晚三叠世—早侏罗世[22-23]、中侏罗世[24-27]、晚侏罗世[28]等不同观点。

沉积盆地的沉积过程及其产物是对构造过程及其源区地质事件的良好记录[25,29]，尤其碎屑锆石的年龄组成可以追溯源区的物质组成及其主要构造-岩浆事件。钦杭结合带处于江南造山带和武夷造山带的接合部位，对于认识和探讨早中生代造山事件和古地理格局具有重要意义，但目前仅有少量学者在研究区内开展了中生代盆地的研究工作[21]。本文通过对钦杭结合带东段樟树墩早侏罗世沉积盆地的岩相学、碎屑锆石U-Pb年代学和Lu-Hf同位素分析，追溯其源区物质组成，进一步约束和探讨早中生代华南东部的古地理格局。

1 研究区地质概况

1.1 盆地构造演化

新元古代早期，扬子地块和华夏地块发生俯冲-碰撞-拼贴形成江南造山带(图1(a))，在其东南缘形成赣东北蛇绿混杂岩带(图1(c))，研究区位于该构造结合部位。新元古代晚期，研究区发育有双峰式火山岩和裂谷盆地沉积[1-3,9]。震旦纪发育碳酸盐岩台地或陆棚沉积，寒武纪—中奥陶世为被动陆缘台地相或陆棚相碳酸盐岩夹砂泥质碎屑岩沉积。约460 Ma开始的造山活动使研究区东南缘在晚奥陶世—早志留世为前陆盆地沉积，以泥-砂质碎屑岩为主[30]。早—中泥盆世发生明显的沉积间断[31]。晚古生代—早中生代(晚泥盆世—中三叠世)，总体处于板内构造背景下的海陆交互相沉积环境，经历了滨岸陆源碎屑沉积(D3—C1)、浅海台地相碳酸盐岩夹硅质岩沉积(C2—P1)、短暂抬升下的滨海沼泽-陆相碎屑岩沉积(P2—P3)、滨海相陆源碎屑沉积(T1—T2)。中三叠世后，与古特提斯洋关闭相关的一系列构造-岩浆活动最终导致研究区结束海相环境，进入陆相河湖相陆源碎屑岩沉积阶段(J1—J2)，形成晚三叠世/早侏罗世间的区域性角度不整合[1,32]。

1.2 早侏罗世盆地特征

研究区晚古生代—中生代地层总体呈NE-NNE向展布的叠合盆地，侏罗系、上古生界和浅变质岩系呈一系列自SE向NW的逆冲岩片相互叠置，各岩片内部发育一系列轴面倾向SE的复式同斜倒转褶皱和叠瓦状逆冲断层，同时在逆冲前缘还发育有侏罗系构造窗。其中，下侏罗统水北组总体呈一复式倒转向斜构造，向斜的南东翼被逆冲推覆构造改造(被切失或被蛇绿混杂岩逆掩)，北西翼保留了复式褶皱和冲断构造(图1(c))。

早侏罗世水北组总体属温暖潮湿气候的河流-湖泊相沉积。底部为砾岩和含砾粗砂岩(图2(a))，属类磨拉石建造的洪积扇砂砾岩沉积；下部以浅色长石石英砂岩、粉砂岩和泥岩夹碳质页岩及煤线(局部可采)为主，碎屑组构成熟度较高，常具平行层理及底部冲刷现象，产硅化木和炭化植物茎干，反映了湿热条件下急流浅滩相沉积；稳定沉积阶段形成内陆湖泊砂泥岩建造，以泥岩、粉砂岩为主(图2(b)),层理不发育，局部为小型板状斜层理、水平层理，具悬浮载荷沉积特征(图2(c))，偶见水下分流河道扁豆状、似层状砂体，有炭化植物根茎化石(图2(d))，草莓状黄铁矿结核为典型的还原环境下所形成(图2(e))。之上为一套形成于三角洲环境的内陆湖沼含煤建造，主要为细碎屑砂泥、砂砾沉积，夹有多层煤线和碳质页岩；盆地发育后期形成内陆平原碎屑岩建造，为厚度不大的细砂、粉砂及少量泥质沉积，沉积物以紫红色为主(图2(f))，生物稀少，表明盆地已经转为半干旱的氧化环境。

1.下白垩统;2.下侏罗统水北组;3.上石炭统—上三叠统;4.下寒武统—下奥陶统;5.南华系—震旦系;6.登山群;7.万年群;8.蛇绿混杂岩带;9.中生代花岗岩;10.推测断裂;11.断裂;12.逆断层;13.正断层;14.粉砂岩;15.砂砾岩;16.泥质粉砂岩;17.长石石英砂岩;18.硅质岩;19.泥灰岩;20.砂岩;21.岩屑砂岩;22.采样位置;F1.宜丰—景德镇断裂带;F2.赣东北断裂带;F3.江山—绍兴—广丰—萍乡断裂带;F4.政和—大浦断裂带；Q.第四系;K1s.石溪组;J2z.漳平组;J1s2.水北组上段;J1s1.水北组下段;T3J1d.多江组;T3sq.三丘田组;P3lp.乐平组;P2g.孤峰组图1 华南早中生代盆山结构(a)、晚古生代—中生代地层柱状图(b)和赣东北樟树墩地区地质简图(c)Fig.1 Early Mesozoic basin-meuntain structure in South China block (a),Late Paleozoic-Mesozoic stratigraphic histogram (b) and geological sketch of Zhangshudun area in northeastern Jiangxi Province (c)

(a)水北组底部的石英燧石砾岩和含砾粗砂岩 (b)水北组中部钙质泥岩、粉砂岩和碳质泥岩互层

(c)水北组下部粉砂岩底面印模 (d)水北组下部炭化植物根茎

(e)中细粒长石石英砂岩中的霉状黄铁矿 (f)水北组上部灰紫色厚层状泥岩

(g)水北组底部含砾长石石英砂岩显微照片(正交偏光,TW02-1-2) (h)水北组底部长石石英砂岩显微照片(正交偏光)Sand.砂岩碎屑；Si.硅质岩碎屑；Intr.填隙物；Ser.绢云母；Pl.斜长石；Q.石英图2 樟树墩早侏罗世水北组野外及显微特征Fig.2 Field and microscopic characteristics of Early Jurassic Shuibei Formation in Zhangshudun area

2 样品描述和分析测试

2.1 样品描述

样品TW02-1-2为采自江西省上饶市弋阳县大港村附近出露的下侏罗统水北组底部的含砾中粗粒长石石英砂岩(图1(b)、(c))。岩石具含砾中粗粒砂状结构，块状构造。岩石由砾级碎屑、砂屑和填隙物组成。砾级碎屑，主要成分为石英岩、硅质岩、花岗岩等岩石碎屑，次棱角状—次圆状，主要粒径2～5 mm,含量20%～25%；砂级碎屑，主要成分为石英岩、硅质岩、花岗岩、千枚岩等岩石碎屑以及石英、斜长石、云母等矿物碎屑，呈次棱角状—次圆状，主要粒径1～2 mm，少量粒径0.5～1 mm，含量55%～60%(图2(g),(h))。

填隙物主要为粒径<0.5 mm的岩石矿物碎屑、硅质、黏土矿物等，含量15%～20%。碎屑成分组成如下：长石类主要为花岗岩碎屑及其分解的长石碎屑，长石强烈绢云母化，含量10%～15%；石英类主要为石英、石英岩、硅质岩及其分解物，含量65%～70%；岩屑类主要为千枚岩，含量4%～5%。胶结物为黏土矿物、硅质；胶结方式为孔隙式、接触式(图2(g)，(h))。

2.2 测试方法

用于锆石U-Pb定年和Lu-Hf同位素分析的样品采自新鲜无蚀变部位，样品质量约2 kg。锆石分选在河北省廊坊宇能岩石矿物分选技术服务有限公司完成，样靶制备和锆石阴极发光照相在北京锆年领航科技公司完成。

样品TW02-1-2的LA-ICP-MS锆石U-Pb和Lu-Hf 同位素分析在天津地质矿产研究所同位素实验室完成，等离子质谱仪为ThermoFisher公司制造的Neptune，激光器为美国ESI公司生产的UP193-FX ARF准分子激光器。U-Pb和Lu-Hf 同位素分析分别采用直径为32 μm和50 μm的激光剥蚀斑束，激光频率为8～10 Hz，以He气作为剥蚀物质的载气。应用NIST610玻璃作为元素外标，锆石标样GJ-1进行U-Th-Pb同位素比值校正。锆石测定点的U-Th-Pb同位素比值、U-Pb年龄和元素含量采用ICPMSDataCal 软件计算[33]，普通Pb校正采用文献[34]的方法，锆石U-Pb谐和年龄和加权平均年龄均采用Isoplot/Ex_ver3计算获得。具体分析方法及仪器参数见文献[35-36]。

2.3 测试结果

水北组底部的含砾中粗粒长石石英砂岩中的碎屑锆石多呈无色透明的自形—半自形长柱状，粒径在20～60 μm之间，长短轴的比值在1∶1～1∶4之间(图3)。绝大多数(85%)锆石发育良好的岩浆结晶振荡环带(图3)，其232Th/238U在0.05～1之间(表1)，具有典型的中酸性岩浆锆石的特征。岩浆锆石增生环带的206Pb/238U年龄集中在(423±9)～(385±7) Ma之间(n=53)，峰值年龄约为402 Ma(图4(a),(c))。其176Hf/177Hf 初始值为0.282 218～0.282 555，εHf(t)为-10.7～-3，TDMC为2.08～1.58 Ga(表1)。样品中还存在少量晚古生代(370～355 Ma,n=4)、新元古代中期(858～663 Ma,n=6)和古元古代(2 431～1 224 Ma，n=3)的碎屑锆石，其中新元古代以前的碎屑锆石176Hf/177Hf 初始值为0.281 828～0.282 117，εHf(t)为-18.8～-6.7，TDMC为2.79～2.09 Ga(图4、表1)，Lu-Hf同位素结果揭示这些锆石形成于古元古代地壳物质的再循环。此外，在一颗具有核边结构的碎屑锆石中获得继承核的年龄为(263±5) Ma(图4)。分析测试数据详见表1。

图3 碎屑锆石阴极发光特征及其206Pb/238U年龄(黄色字体)、εHf(t)值(白色字体)Fig.3 Characteristics of CL images for detrital zircons and the value of 206Pb/238U age (yellow words) and εHf(t) (white words)

表1 碎屑锆石U-Pb及Lu-Hf同位素分析结果Tab.1 Analytical results of U-Pb and Lu-Hf isotopes for detrital zircons

(续表)

图4 碎屑锆石U-Pb年龄谐和图(a)、εHf(t)-207Pb/235U年龄图解(b)和碎屑锆石年龄谱(c)[10,23]Fig.4 Detrital zircons U-Pb concordia diagram (a),εHf(t)-207Pb/235U age plot(b),and probabilistic histogram of age distribution of detrital zircons(c)[10,23]

3 讨论

3.1 沉积物源

在早侏罗世水北组底部含砾长石石英砂岩中的碎屑锆石普遍呈较好的自形长柱状晶体，双锥保存基本完整(图3)，反映该套地层具有近距离搬运快速堆积的特点，这与侏罗系近源沉积的岩石学特征相符。

其中获得3颗古元古代—中元古代早期的碎屑锆石((1 224±23) Ma 、(1 559±24) Ma、(2 431±45) Ma)。在其北西侧的江南造山带尚未发现古元古代的岩浆活动，南东侧的华夏地块也仅出露有约1.8 Ga的花岗岩和火山岩[37]，中元古代的岩浆岩(1 400～1 200 Ma)则仅在海南岛有出露[37]。但在邻区的江南造山带、浙西北地区和华夏地块前寒武纪变质岩系中普遍存在2 600～2 400 Ma、2 000～1 800 Ma和1 450～1 410 Ma的年龄峰值[37-38]。所以古—中元古代碎屑锆石并非来源于上述零星出露且距离遥远的岩浆岩，可能源于早侏罗世邻区已经剥露出地表的前寒武纪基底变质岩系。

新元古代中期的碎屑锆石年龄(858～663 Ma，n=6)集中在792～730 Ma之间(n=4)，与浙西北和北武夷山地区新元古代晚期的A型花岗岩和双峰式火山岩(主体800～750 Ma)一致[1-3]。另外，与扬子东南缘不同，华夏地块南华纪—晚奥陶世的碎屑沉积物中多存在650～500 Ma的峰值年龄[1]，虽然样品中仅出现1颗(663±12) Ma碎屑锆石，但仍指示了华夏地块作为物源区的可能性。

扬子东南缘加里东期的岩浆岩主要分布在安化—罗城断裂和郴州—临武断裂之间的雪峰山地区(410～390 Ma)[1,4,9]，江南造山带东段仅在九岭山南缘有少量加里东期岩体出露(432～402 Ma)[11]，上述岩体虽然在时代上与样品中的主峰值年龄(约402 Ma)接近，但与樟树墩地区距离遥远，不符合水北组砂岩近源沉积的岩石学特征。鄱阳湖以东的障公山—怀玉山、浙西北等地区尚未有加里东期岩浆活动的报道，浙西北早古生代沉积岩中的碎屑锆石年龄峰值为475～425 Ma[39-40]，显然这些西北邻区也非主要的物源区。

加里东期(460～410 Ma)强烈的构造岩浆活动是华夏地块最为显著的特征之一[1-4,9]，岩浆活动以花岗质岩浆为主，主要分布在武夷山(465～398 Ma)、云开山(465～405 Ma)、武功山(463～409 Ma)和井冈山(454～405 Ma)等地区，时代集中在450～425 Ma，且普遍存在2 880～550 Ma的捕获锆石[12]。样品中绝大多数为423～385 Ma之间的碎屑锆石(n=53)，呈现约402 Ma的单峰特征(图4(c))。CL图像具有中酸性岩浆锆石的特征(图3)，碎屑锆石εHf(t)为-10.7～-3，TDMC为1.58～2.08 Ga，这些特征与华夏地块420～390 Ma的花岗岩的锆石Hf同位素特征一致(εHf(t)为-12～-2，TDMC为1.5～2 Ga)[11-12](图4(b))。上述特征反映北武夷山地区420～390 Ma的花岗岩在早侏罗世已遭受隆升剥蚀为盆地提供碎屑物质，而大量同造山的岩体(450～425 Ma)尚未剥蚀出地表。

研究区所处的华南东部在晚古生代处于板内构造背景下的海陆交互相沉积环境，江南造山带东段缺少同时代的岩浆活动，石炭纪—二叠纪火山-侵入岩仅在南北武夷山地区有零星出露[3]。样品中少量出现的晚古生代碎屑锆石(370～355 Ma，n=4)最可能来自南侧的北武夷山地区。此外，样品中缺少三叠纪—早侏罗世碎屑锆石，一方面因为早侏罗世(195～190 Ma)岩浆岩仅在东南沿海、十万大山和云开山地区有少量分布[3]，另一方面也反映了华南内陆广泛分布的印支期岩浆岩在早侏罗世尚未剥蚀出地表。

综上认为，西北武夷山地区可能是早侏罗世水北组碎屑物质的主要源区，另有少量碎屑物质可能来源于浙西北地区。

3.2 构造意义

华南中生代的构造-岩浆活动受控于古亚洲、滨太平洋和特提斯3大构造域[17]，多板块俯冲汇聚事件在其周缘中生代盆地中有较好的沉积响应[3,41](图1a)。印支期扬子板块向华北板块俯冲碰撞形成秦岭—大别造山带[9]，为中下扬子北缘的黄石和月山盆地(J1)提供了物源[22]；印支板块向华南板块的俯冲碰撞形成松潘—甘孜和Song Ma造山带[41]，西南缘的右江盆地、南盘江盆地和桂西地区早中生代盆地物源既有华南加里东期造山带再循环的物质，也有Song Ma造山带的新生物质[42]；川西和川北盆地(T3—J2)为同造山的前陆盆地，碎屑物源主要来自松潘—甘孜造山带、南秦岭造山带和米仓山地区[43]；古太平洋板块俯冲消减所诱发的岩浆活动[5,44]在华南东南缘的早—中侏罗世盆地中也有所响应。可见，华南西南缘早中生代盆地的物源主要是与古特提斯洋俯冲闭合相关的晚古生代—早中生代碎屑物质，而其内部及北部则主要为隆升剥蚀再循环的古老地壳物质(古元古代—新元古代)[22,27-28]。

多向挤压构造背景下[3,41]，华南陆内多条古老造山带和构造薄弱带再次活化隆升。古亚洲和特提斯构造域形成近EW向的江南、云开和南岭隆起带[3,42]；滨太平洋构造域形成NE向的武夷、雪峰山隆起带[3,45-46](图1(a))。江南隆起带在晚三叠世—早侏罗世已经隆升剥蚀[27,47-48]，并为其周缘的黄山、景德镇、江汉、麻阳、萍乐和吉安等盆地提供物源[1,23,26-27,29]。NE向的武夷隆起在晚三叠世—早侏罗世已经存在，是东南侧建瓯和永安等盆地[28,12]、西北侧景德镇[22-24]和樟树墩等盆地[22-23]的重要物源区。南岭构造带在早侏罗世已经隆起并为两侧的东坑盆地和粤东盆地提供物源[1]。

樟树墩早侏罗世盆地具类磨拉石建造与内陆湖沼含煤建造,属洪积扇与辫状三角洲沉积体系[49]，是在晚三叠世挠曲盆地基础上发展起来的挤压坳陷盆地。其下侏罗统水北组碎屑锆石年龄跨度大(2 431～263 Ma)，虽然呈现强烈的早古生代峰值(420～380 Ma)，但与活动型大陆边缘盆地峰值简单且集中的特点并不相似[50]，未出现同沉积或准同沉积的碎屑锆石，全部为大于沉积年龄的碎屑锆石，反映了物源主要来自陆内古老基底或早期地层物质的再循环。因此，早侏罗世水北组总体具有被动型大陆边缘盆地沉积特征[29]。事实上，华南东南缘的晚三叠世—早侏罗世的粤东盆地、永安盆地、东坑盆地和平潭盆地与华南内部的樟树墩、黄山和景德镇等盆地相似[51]，物源主要来自华南的陆内造山隆起带，以稳定的克拉通边缘盆地为特征。但东南缘的上述盆地中普遍存在约190 Ma的年龄峰值，可能反映古太平洋板块向东亚大陆俯冲后已经开始为东南缘盆地提供物源[29]。

加里东期和印支期强烈的构造-岩浆活动是华夏地块明显区别于江南造山带东段和中下扬子地区的地质特征。在江南造山带东段，早—中侏罗世盆地主要有沿宜丰—景德镇—歙县断裂展布的景德镇盆地和黄山盆地以及沿赣东北蛇绿混杂岩带展布的樟树墩盆地(图1(a))。景德镇和黄山盆地早—中侏罗世地层为陆相近源沉积的类磨拉石建造，其中存在明显的加里东期和印支期碎屑锆石年龄峰值，表明在早侏罗世来自武夷山地区的碎屑物质可以搬运至现今的江南造山带腹地，景德镇—黄山东南的江南造山带在当时并未整体隆升剥蚀。但在晚三叠世江南造山带北缘已经整体隆升剥蚀，并为两侧的江汉、麻阳、萍乐、景德镇和黄山等盆地提供碎屑物质来源[22]。武夷山两侧晚三叠世—早侏罗世盆地中大量加里东期和印支期岩浆锆石的出现[22]表明华夏印支期陆内造山带形成后快速伸展垮塌，加里东期和印支期的深成侵入岩体在晚三叠世—早侏罗世已经大规模抬升至地表。此外，华南东南缘的粤东盆地下侏罗统中有大量来自华南西南部印支期造山带的碎屑物质，而中侏罗统中的碎屑锆石则与南岭东段双峰式火山岩的年龄一致[52]；而赣中和湘东晚三叠世—早侏罗世砂岩的碎屑锆石未出现中侏罗统中显著存在的华夏地区特征年龄峰值(约1 800 Ma和约230 Ma)，早—中侏罗世之交(约190 Ma)盆地物源区的变迁反映了中生代构造体制转换为古太平洋板块的俯冲消减[7,53]，导致华夏地块发育盆岭构造并快速隆升剥蚀[24]，开始为周缘盆地尤其是华南中西部盆地提供物源。

4 结论

(1)早侏罗世水北组底部碎屑锆石年龄呈现极强的早古生代峰值(420～380 Ma)、弱的新元古代峰值(858～663 Ma)，另有极少量早中生代(263 Ma)和古元古代(2 431～1 224 Ma)碎屑锆石记录，碎屑锆石年龄跨度大(2 431～263 Ma)，未出现同沉积或准同沉积的碎屑锆石。

(2)水北组具类磨拉石与内陆湖沼含煤建造，碎屑锆石年龄和Hf同位素组成揭示其碎屑物质主要来自陆内西北武夷山地区前寒武纪基底和古生代地质体，少量碎屑物质可能来源于浙西北地区，具有被动型大陆边缘盆地沉积特征。

(3)江南造山带东段景德镇—黄山东南在早—中侏罗世并未整体隆升剥蚀，华南内陆中生代的构造-岩浆活动是其周缘多板块俯冲汇聚的构造响应，晚三叠世—早侏罗世古太平洋板块向东亚大陆俯冲造成的华南东南部隆升，使其开始为内陆盆地提供物源，至早—中侏罗世之交构造体制转换为古太平洋板块的俯冲消减。