赣东北地区双桥山群碎屑锆石U-Pb年代学研究

赵亮亮，王宗起，王 涛，黄费新，黄映聪

(1.中国冶金地质总局矿产资源研究院，北京 101300；2.中国地质科学院矿产资源研究所，北京 100037；3.中国地质科学院地质研究所，北京 100037；4.东华理工大学地球科学学院，江西南昌 330000)

0 引言

赣东北地区双桥山群主要分布于德兴、婺源、弋阳一带，其分布区域在大地构造位置上处于江南造山带的东段。研究区位于江南造山带东段北缘，自新元古代以来该地区经历了多次造山作用，同时该地区也是华南研究前震旦纪地质的重要地区之一。其中双桥山群的形成时代及构造背景是研究新元古代江南造山带的重要地质问题，这对探讨该区域中新元古代构造演化史具有重要意义。然而对于双桥山群形成时代，长期存在争议。争论主要集中于两种观点，前一种观点是把“双桥山群”看作前震旦纪的一个变质地层单位。例如：任纪舜等(1986)认为双桥山群为800 Ma以前的前震旦纪地层。王鸿祯(1986)、王鸿祯等(1990)认为在晚(新)元古代和震旦纪出现以“双桥山群”为代表的被动大陆边缘浊流沉积，晋宁期存在向北的俯冲作用。而后一种观点则认为“双桥山群”是一种构造混杂岩。许靖华等(1987)认为“双桥山群”不是前寒武纪的基底，而是造山带的中间部分—蛇绿混杂岩，是造山带构造作用造成的，而非沉积成因，其中含有许多超基性、基性岩块(王宗起，1988)。这一新认识曾引起了国内外学者的强烈反响与争论，争论至今仍未停止。之后，何科昭等(1996，1999)发现“双桥山群”不是前震旦纪或前寒武纪的一个变质地层单位，而是一个包含有古生代地层在内的复杂岩带。双桥山群为扬子板块与华南板块碰撞缝合带中的构造块体，并先后获得了一系列新证据，特别是在板溪群中发现晚古生代放射虫化石(何科昭等，1996，1999)和古生代几丁虫(周正国等，1999)；高联达等(2014)在皖南溪口群中获得晚古生代的孢子化石，进一步佐证了双桥山群可能形成于晚古生代或者中生代早期。而近年的研究发现双桥山群形成时代为新元古代(Wang et al.，2007；Zhou et al.，2009；周金城等，2009；高林志等，2008，2011)，或者古生代(赵崇贺等，1995；何科昭等，1996，1999，2000)。

可见，有关该区双桥山群时代归属和构造属性的意见分歧极大。因此厘定这套地层的年代、源区和构造属性对于认识钦杭带的形成和探讨其构造演化具有重要地质意义。本文通过对赣东北双桥山群浅变质岩碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb微区定年，并结合区域构造背景分析，对双桥山群的形成时代及其构造背景提出了新的认识，为深入认识双桥山群的构造属性和江南造山带的组成和构造演化提供了新的依据。

1 区域地质背景

双桥山群分布于赣东北蛇绿混杂岩带中，属混杂带中主体岩石地层单位，大致呈北东向展布，其构造复杂、变形强烈。在赣东北蛇绿混杂岩中，已发现呈北东向分布的数十处大小不等的超基性岩块体，主要分布于北东向的双桥山岩群韩源组中(图1)。混杂带中的基性和超基性岩呈透镜状或团块状产出，与围岩均呈构造接触关系。各种构造岩块或岩片支离破碎，被支解为无数个大小悬殊且无根基的超镁铁-镁铁质岩块，岩性复杂包括蛇纹石化橄榄岩、堆积辉长岩、辉绿岩、细碧-角斑岩、玄武岩、大理岩和硅质岩等。与强烈片理化的复理石混杂堆积在一起，构成蛇绿混杂堆积。

图1 赣东北地区构造混杂带地质简图

2 样品选择及描述

在江西省婺源市东南约15 km处地区，近正E向的九都剖面露头连续(图2)，可以清楚地观察变形基质与岩块的构造接触关系。其混杂基质由凝灰质板岩、粉砂质板岩、凝灰质砂岩及粉砂质千枚岩、粉砂质板岩等组成，构造岩块主要为变基性岩。剖面中岩块常以构造透镜体形式分布于浅变质变形的粉砂质板岩及凝灰质板岩中。

图2 双桥山群 P-P'地质剖面图

本文采集了粉砂质板岩(12JDS-04)和凝灰质板岩(13JD-08)进行年代学测定。两件样品(12JDS-04和13JD-08)均位于剖面中，地理坐标分别为29°06.336′N；117°57.546′E和29°05′05"N；117°59′26.93"E(图1)。

样品13JD-08为凝灰质板岩，主要由岩屑(20%～30%)、绢云母(Srt)(35%～40%)和石英(Qtz)(30%～45%)等组成。绢云母以微细鳞片状集合体形式出现，呈条带状，石英表现为不规则状颗粒(图3b)。

样品12JDS-04为粉砂质板岩，主要由石英(Qtz)(20%～30%)、绢云母(Srt)(35%～40%)和岩屑(30%～45%)等组成。绢云母以微细鳞片状集合体形式出现，呈条带状，具有定向性(图3d)。

图3 凝灰质板岩(a)和粉砂质板岩(c)对应的显微结构和矿物组合(b，d)照片

3 分析技术

岩石样品用常规方法粉碎，并用人工重砂法从样品中分选出锆石。然后在双目镜下挑选出晶型完好、透明度好、无明显包裹体、无明显裂痕的锆石颗粒。然后灌入环氧树脂固定并抛光,使锆石颗粒露出核部。之后在显微镜下将待测锆石做透射光、反射光以及阴极发光(CL)光分析锆石表面和内部结构。

在中国地质科学院矿产资源研究所MC-ICP-MS实验室完成了锆石U-Pb定年测试分析工作，锆石定年分析所用仪器为Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及与之配套的Newwave UP213激光剥蚀系统。激光剥蚀所用激光频率为5 Hz，束斑直径为25 μm。样品经剥蚀后，由He气作为载气，再和Ar气混合后进入ICP-MS进行分析。U-Pb分馏根据澳大利亚锆石标样GEMOC GJ-1 进行调试仪器，使之达到最优状态，锆石U-Pb定年以锆石GJ-1为外标，U、Th含量以锆石M127(Nasdala et al.，2008)为外标进行校正。

4 测试结果

4.1 凝灰质板岩样品(13JD-08)

显微镜下样品中的锆石主要为无色、透明和略具浅黄色，半自形至圆形为样品锆石的主要形态，锆石长约120～200μm，长宽比在1∶1到 2∶1之间变化，多具一定程度的磨圆。大部分锆石自形程度较高，锆石CL图像显示岩浆锆石特征，具有明显的震荡环带(图4)(Hoskin and Schaltegger，2003；Wu and Zheng，2004)。

本文共对该样品75颗锆石进行了75个点LA-ICP-MS U-Pb定年分析，数据结果见表1。全部样品的207Pb/235U-206Pb/238U的谐和图(图4c)，谐和及其近于谐和的样品(非谐和<90%)见206Pb/238U的表面年龄频率图(图4e)。以样品年龄和样品年龄频率的分布特征为依据，大致可以把锆石年龄分为四组，第一组年龄在592～634 Ma之间，年龄峰值为612 Ma，共有4颗锆石，占分析数量的5.3%，锆石无色，透明，其形态多为自形或半自形，锆石约60～150 μm，长宽比在2∶1～3∶1之间。CL图像锆石振荡环带清晰，指示岩浆成因，Th/U比为0.4～1.4，共有4颗锆石，其中3粒锆石具有谐和的U-Pb年龄。因此本文把该组年龄作为碎屑锆石最年轻的一组年龄。第二组年龄在803～837 Ma之间，年龄峰值为828.3 Ma，共有54颗锆石，占分析数量的72%，锆石形态多为自形或半自形，CL图像锆石振荡环带清晰，指示岩浆成因，Th/U比为0.11～2.43，锆石U-Pb年龄谐和度较高，集中度较好；第三组年龄在1001.9～1013 Ma之间，年龄峰值为1006 Ma，锆石形态为自形，CL图像锆石振荡环带清晰，指示岩浆成因；第四组其206Pb/238Pb 年龄>1800 Ma，具有多组年龄峰值分别为1805 Ma、2168 Ma，共有3颗锆石，占总分析数量的4%，该组锆石形态为圆形或半自形，CL图像多显示清晰的岩浆震荡环带，Th/U比为0.39～1.62，指示岩浆锆石特征，记录了碎屑锆石年龄的信息。

表1 双桥山群样品(13JD08)碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb 年龄数据表

图4 凝灰质板岩(13JD-08)和粉砂质板岩(12JDS-04)中锆石CL图像(a,b)、碎屑锆石U-Pb年龄图(c,d,e,f)、最年轻一组锆石谐和年龄图(g)、双桥山群碎屑锆石年龄分布图(h)

4.2 粉砂质板岩样品(12JDS-04)

该件样品中的锆石在显微镜下主要为透明，无色和略具浅黄色，其形态主要为自形或半自形，个别呈圆形，锆石约80～150 μm，长：宽在1∶1到 3∶1之间，多具有一定程度的磨圆。

本文共对该样品60颗锆石进行了60个点LA-ICP-MS U-Pb定年分析，数据结果见表2。第一组年龄在686～807 Ma，年龄峰值为699 Ma，共有4颗锆石，占总分析数量比例为7%，锆石CL图像锆石振荡环带清晰，指示岩浆成因，Th/U比为0.77～1.67，锆石U-Pb年龄谐和度低，集中度较好；其中2粒锆石具有谐和的U-Pb年龄，分别为769 Ma、827 Ma，应代表了碎屑锆石最年轻一组年龄。第二组年龄分布在873～928 Ma之间，年龄峰值为905.4 Ma，共有45颗锆石，占分析锆石样品的主体，锆石形态多为自形或半自形，CL图像锆石振荡环带清晰，指示岩浆成因，Th/U比为0.53～1.43，锆石U-Pb年龄谐和度低，集中度较好；第三组年龄>1000 Ma，且近于谐和207Pb/235U的锆石，共有4颗锆石年龄分别为1027 Ma、1053 Ma、1006 Ma、1545 Ma。锆石CL图像多具清晰的岩浆震荡环带，Th/U比为(0.54～1.62)，指示岩浆锆石特征，记录了碎屑锆石年龄的信息。

表2 双桥山群样品(12JDS04)碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb 年龄数据表

5 讨论

5.1 碎屑锆石年龄谱及其物源区信息

双桥山群两个样品共135颗碎屑锆石的LA-ICP-MS年代学信息显示，双桥山群的凝灰质板岩和粉砂质板岩的样品锆石年龄主要集中在四个组(图4)：其中591～634 Ma年龄组(年龄峰值为601 Ma)，该组年龄基本为岩浆锆石谐和年龄，为双桥山群变沉积岩最年轻的碎屑锆石年龄，反映了双桥山群原岩沉积时代的上限年龄；803～837 Ma的年龄组(年龄峰值831 Ma)为主要年龄分布区，在86个数据的谐和年龄图上，也为一特征的峰期年龄；另外一组分布在866～1019 Ma，年龄峰值为910 Ma，这组年龄存在大量的碎屑锆石年龄；第四组年龄主要分布在1800～2168 Ma，多为不谐和年龄。

上述双桥山群的碎屑锆石年龄峰期与钦杭带东段岩浆事件存在较好的对应关系，第一组年龄591～634 Ma的峰值为601 Ma，与研究区西南侧的赣南早古生代岩层中采集的下奥陶统爵山沟组和中泥盆统跳马涧组，沉积岩样品中获得的LA-ICP-MS碎屑锆石650～500 Ma的U-Pb年龄(向磊和舒良树，2010);张雄等(2016)通过对湖南江永-广西富川地区寒武纪和奥陶纪4件沉积岩样品测年，获得了大量520 Ma左右碎屑锆石年龄；王鹏鸣等(2013)通过对湘东湘乡-醴陵地区和湘东南桂阳地区的新元古代浅变质沉积岩进行了锆石U-Pb 定年，获得了最年轻647 Ma碎屑锆石年龄。这些锆石年龄与本文获得的591～634 Ma年龄组的碎屑岩浆锆石年龄基本一致，反映了钦杭带东段在601 Ma左右存在一期构造岩浆事件，该事件应是全球泛非事件的特征年龄值信息。“泛非事件”是在陌桑比克洋闭合时，东、西冈瓦纳逐步聚合并最终形成冈瓦纳大陆的过程，主要发生于600～650 Ma之间。因此该事件可能与使莫桑比克洋闭合，东、西冈瓦纳等陆块拼贴聚合的泛非事件有关。

第二组年龄为803～837 Ma，年龄峰值年龄为831 Ma。目前在江南造山带东段上发育了一系列新元古代花岗岩类侵入体，前人对许村岩体、歙县岩体、休宁岩体、灵山岩体、莲花山岩体、石耳山岩体进行LA-ICP-MS锆石U-Pb法定年，研究显示其形成时代850～785 Ma，花岗岩类侵入体分属于在洋壳基础上发育的同造山期的S型花岗闪长岩和在不成熟陆壳基础上发育起来的晚造山的A型花岗质岩浆岩，均为新元古代前后的产物(薛怀民等，2010)，说明双桥山群的主要物源区应为新元古代前后的岩浆岩。浙江诸暨地区陈蔡群斜长片麻岩获得的锆石核部较单一的U-Pb年龄，集中在新元古代(848～845 Ma)，陈蔡岩群应代表了845 Ma左右的双溪坞岛弧的弧前增生(高林志等，2014)。这些特征说明钦杭带东段的主要物源应为新元古前后的岛弧岩浆源区，这些岩浆岩主体分布在绍兴-江山-萍乡断裂带附近，因此作为物源区其搬运距离较近。

第三组年龄主要分布在866～1019 Ma，峰期年龄为910 Ma，这组年龄与怀玉构造单元中细碧角斑岩系、火山碎屑沉积岩中SHRIMP锆石U-Pb法获得的912～857 Ma的锆石年龄相一致(王剑，2000)，说明赣东北地区存在峰期910 Ma构造岩浆事件，该事件形成的火山岩也曾是混杂带的重要物源。

第四组年龄主要分布在1800～2168 Ma,1800 Ma锆石年龄与侵位于湖北宜昌崆岭杂岩中的圈椅花岗岩，岩体结晶年龄(1854±17)Ma相一致，该岩体的源岩可能来自扬子大陆深部太古宙地壳(熊庆等，2008)。较老的2168 Ma锆石年龄与扬子陆块中侵位于杨坡群的胡集金山A型花岗岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为 2655±9 Ma,属于新太古代中期的相一致(汪正江等，2013)。这组年龄的存在，说明扬子地块古老陆壳物质也是混杂岩带的重要物源区。

5.2 双桥山群地层时代的限定

近年来很多研究者对双桥山群进行了大量的古生物年代学工作，例如：赵崇贺等(1995)在赣东北蛇绿混杂带硅质岩中发现晚古生代放射虫；何科昭等(1996，1999，2000)在赣东北蛇绿混杂带中的弋阳樟树墩、熊家、谢家和登山东，德兴茅桥镇观音桥和新岗山，以及婺源的甲路等地硅质岩和千枚岩中发现了晚泥盆世-二叠纪晚期的放射虫，表明华南在晚古生代或者古生代-中生代期间存在着古洋盆。薛重生等(1996)在赣东北-张村群-登山群中发现早寒武世疑源类、古蛋类、口盖类、海绵骨针和虫管类等，以及奥陶纪-志留纪瓶型类化石。以上研究工作，使得双桥山群形成时代的争论加大，年龄跨度从中元古代、新元古代以及古生代等，这使得对于扬子地块和华夏地块的拼贴时代和拼贴机制提出了质疑。

两个样品共135颗粒碎屑锆石的LA-ICP-MS的谐和年龄显示，双桥山群的凝灰质板岩和粉砂质板岩的锆石年龄频谱主要分布在四个区间。其中碎屑锆石最年轻一组年龄对限定双桥山群的形成时代具有重要意义，其年龄区间为591～634 Ma，峰期年龄为601 Ma。另外，该组年龄碎屑锆石振荡环带均清晰、发育，并且锆石Th/U较高(0.4～1.1,平均>0.4)，说明其主体物源区应来自于岩浆岩。上述结果表明601 Ma应是双桥山群变沉积岩主体形成时代的下限，而其沉积时代应该小于591 Ma年龄。即双桥山群变沉积岩形成时代应该晚于601 Ma，即确定其地层形成时代应为最年轻的锆石年龄591 Ma之后，因此，双桥山群形成时代可能年轻于新元古代。

5.3 双桥山群碎屑锆石年龄的构造意义

赣东北地区的双桥山群浅变质岩中获得碎屑锆石的年代学测试结果显示，主要集中于四个年龄区间：591～634 Ma，峰值年龄为601 Ma；803～837 Ma，峰值年龄为831 Ma；866～1019 Ma，峰值年龄为910 Ma；>1800 Ma，多集中在1800 Ma或2170 Ma。最年轻一组碎屑锆石年龄为591～634 Ma，峰期年龄为601 Ma，该年龄指示该岩石沉积晚于601 Ma。803～837 Ma峰期年龄为831 Ma的年龄，占分析碎屑锆石年龄的主体。这期岩浆活动广泛分布于扬子地块的周缘，为扬子地块的特征性岩浆事件年龄。而在华夏地块新元古代岩浆事件却很弱，仅限于东华夏的北武夷地区，如浙江诸暨地区陈蔡群斜长片麻岩获得845 Ma年龄，该年龄代表了双溪坞岛弧的弧前增生(高林志等，2014)，表明沉积盆地的碎屑物质主体来自于扬子地块，同时也接受华夏地块的沉积。866～1019 Ma，峰值年龄为910 Ma，该组年龄与华夏地块中存在的大量Grenville期(～1.0Ga)特征碎屑锆石年龄相符(Yu et al.，2008，2010；王丽娟等，2008)。～1.0 Ga的碎屑锆石和岩石主要发现于扬子地块的西缘(Greentree and Li，2008；Wang et al.，2011)，而且在扬子地块西缘的岩浆活动中也不占主导地位，由此推测该年龄组锆石的物源区主要来自华夏板块。>1800 Ma，多集中在1800 Ma和2170 Ma。虽然1805 Ma不是扬子地块最特征的年龄峰，1850 Ma的花岗岩和基性岩存在于扬子地块(熊庆等，2008；Peng et al.，2009；Zhang et al.，2011)，而且大量此年龄的碎屑锆石在一些新元古代沉积岩中被发现(Wang et al.,2007)，这些都表明扬子地块为该年龄组碎屑锆石物源区。另外，赣东北地区双桥山群碎屑锆石年龄谱中，出现830 Ma和1800 Ma的碎屑锆石特征年龄峰值，显示它们具有与扬子地块的亲缘性，同时又含有大量的Grenville期(～1.0 Ga)和少量新太古代(～2.5 Ga)碎屑锆石年龄，这些特征年龄相似于具有丰富Grenville期年龄的华夏地块，显示具有华夏地块的亲缘性。

赣东北地区双桥山群的物源区为来自扬子地块和华夏地块的双向物源。说明双桥山群在601 Ma沉积作用开始之后，钦杭带东段未完全闭合，并持续接受来自扬子地块和华夏地块的碎屑物质。

6 结论

(1)赣东北双桥山群浅变质岩原岩沉积晚于591 Ma，显示钦杭带东段在591～634 Ma(峰值601 Ma)存在一期构造岩浆事件。虽然此事件在华南地区无明显表现，但反映钦杭带东段曾经受到过该事件的影响。

(2)双桥山群碎屑锆石年龄谱中，出现830 Ma和1800 Ma的碎屑锆石特征年龄峰值，显示它们具有与扬子地块的亲缘性，同时又含有大量的Grenville期(～1.0 Ga)碎屑锆石年龄，这些特征年龄与具有丰富Grenville期年龄的华夏地块的年龄特征相似。说明双桥山群沉积物源来自华夏和扬子板块。

(3)新元古代以后钦杭带东段沉积物源是持续来自于扬子地块和华夏地块的碎屑物质。