华南新元古代南华裂谷盆地沉积超覆时限:来自桂北地区丹洲群底砾岩碎屑锆石U-Pb年龄及Hf同位素证据

秦 亚, 冯佐海, 吴 杰, 白玉明, 邢全力, 薛云峰

华南新元古代南华裂谷盆地沉积超覆时限:来自桂北地区丹洲群底砾岩碎屑锆石U-Pb年龄及Hf同位素证据

秦 亚, 冯佐海, 吴 杰, 白玉明, 邢全力, 薛云峰

(广西有色隐伏金属矿产勘查与新材料开发协同创新中心, 桂林理工大学 广西隐伏金属矿产勘查重点实验室, 广西 桂林 541004)

通过对桂北地区新元古代四堡群鱼西组顶部的板岩(SB01)和丹洲群白竹组底部的底砾岩(DZ01)开展碎屑锆石U-Pb年代学和Hf同位素研究, 约束华南新元古代南华裂谷盆地沉积超覆的时限。四堡群鱼西组板岩和丹洲群白竹组底砾岩具有相似的碎屑锆石U-Pb年龄谱系, 主要分布在820～900 Ma、900～1400 Ma、1450～2200 Ma和2350～2700 Ma; 表明两者具有相似的物源, 主要来自于扬子陆块东南缘新元古代岩浆岩, 华夏陆块Grenville期造山事件的产物和太古宙基底, 以及与Columbia超大陆聚合和裂解事件相当的地质体。四堡群鱼西组板岩中锆石Hf()值为−13.63～6.92, 二阶段Hf模式年龄(DM2)为1318～3129 Ma; 丹洲群白竹组底砾岩中锆石Hf()值为−25.37～12.89,DM2为901～3998 Ma。Hf同位素特征显示, 四堡群源区物质以古老地壳物质的再循环为主, 新生地壳物质相对较少; 而丹洲群源区物质既有新生地壳物质, 也有古老地壳物质的再循环。丹洲群白竹组底砾岩最年轻一组碎屑锆石的加权平均年龄为824.9±8.0 Ma, 而四堡群鱼西组板岩最年轻一组碎屑锆石的加权平均年龄为823.0±8.4 Ma, 结合前人的研究, 限定丹洲群沉积下限为～820 Ma, 同时约束南华裂谷盆地沉积超覆作用的启动时限为～820 Ma。

底砾岩; 碎屑锆石; U-Pb年代学; Hf同位素; 南华裂谷盆地; 桂北地区

新元古代初期, 扬子陆块和华夏陆块拼贴成统一的古华南大陆(Wang et al., 2007; Ye et al., 2007; Li et al., 2009; Zhao et al., 2011; 张国伟等, 2013; 舒良树等, 2020)。伴随着全球Rodinia超大陆的裂解, 古华南大陆开始分裂, 形成一系列地堑‒地垒式次级盆地, “南华裂谷”和“康滇裂谷”主裂谷盆地分别位于扬子陆块东南缘和西缘(Li et al., 2003a;王剑等, 2006; 李献华等, 2008; Wang et al., 2011; 崔晓庄等, 2016)。裂谷充填地层夹于南华系与四堡群之间, 主体为桂北地区的丹洲群, 黔东南的下江群和湘北的板溪群等(高林志等, 2015; 韩坤英等, 2016; 李利阳等, 2016)。裂谷充填地层的最低层位代表裂谷盆地沉积的起点, 其时代可代表裂谷盆地沉积超覆的启动时限, 亦可限定四堡不整合面的结束时限。目前对于这套裂谷充填地层的时代归属和沉积下限还存在较大的分歧(全国地层委员会, 2001, 2002; 李献华等, 2001; Li et al., 2003b; 尹崇玉等, 2003; 王剑等, 2006; Wang et al., 2010, 2014)。早期根据侵入于四堡群而被丹洲群覆盖的花岗质岩石的有限同位素年龄资料(伍实, 1979; 董宝林和覃杰, 1987; 韩发等, 1994), 将裂谷充填地层归属于上元古界, 并与华北地区青白口系进行对比(全国地层委员会, 2001, 2002)。近年来, 学者们对华南大陆前寒武纪地层及其中的火山岩夹层、火山碎屑岩, 以及侵入于沉积地层中的岩浆岩进行了大量的锆石U-Pb定年, 获得了一批高精度的年代学数据(Li et al., 2003a; Wang et al., 2007, 2013a; 周金城等, 2009; 汪正江等, 2011; 高林志等, 2014; 李利阳等, 2016; Liu et al., 2021), 亦对华南新元古代裂谷盆地沉积超覆的开启时限提出了不同观点。

为了更好限定南华裂谷盆地的沉积超覆时限, 并为华南前寒武纪构造演化研究提供年代学依据, 本文对桂北地区罗城四堡‒黄金剖面中四堡群与丹洲群之间的角度不整合面进行系统的野外地质调查, 并对不整合面之下四堡群鱼西组板岩和不整合面之上丹洲群白竹组底砾岩进行碎屑锆石年代学和Hf同位素研究。

1 地质背景

新元古代, 扬子陆块和华夏陆块碰撞拼贴形成江南造山带(图1a), 而后裂解形成一系列裂谷盆地。桂北地区处于扬子东南缘的南华主裂谷盆地。

桂北地区出露最老地层为四堡群, 其上覆地层为丹洲群, 两者呈角度不整合接触(图1b)。四堡群自下而上分为九小组(Pt3)、文通组(Pt3)和鱼西组(Pt3), 主要岩性为浅变质砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩, 板岩, 千枚岩和火山岩等, 总体显示复理石浊积岩的沉积特征(广西壮族自治区地质矿产局, 1985)。丹洲群自下而上分为白竹组(Pt3)、合桐组(Pt3)和拱洞组(Pt3), 主要岩性为板岩、浅变质砂岩、砾岩、泥质岩及少量的碳酸盐岩、细碧岩和火山岩(广西壮族自治区地质矿产局, 1985)。丹洲群之上为南华纪冰期沉积、震旦纪和古生代沉积(图1c)。

桂北地区构造演化过程复杂, 褶皱和断裂构造均十分发育。其中, 四堡群以EW向展布的线性紧闭褶皱为主, 丹洲群则主要体现为NNE向展布的开阔宽缓褶皱。一系列近平行展布的NEE向断裂构成了桂北地区主要的断裂格架(图1b), 自西向东分别为摩天岭断裂、四堡断裂、元宝山断裂、三江断裂、寿城‒三门断裂和龙胜断裂等(图1b)。上述断裂一般延伸数十至百余千米, 部分甚至延伸出研究区与邻区相关断裂相接(广西壮族自治区地质矿产局, 1985)。这些断裂构造的韧性变形特征十分明显, 强烈的韧性变形常保存于新元古代‒早古生代地层及相应时代的花岗质和镁铁质‒超镁铁质岩中(梁金城, 1995;张桂林等, 2003; 于凯朋等, 2010; 周守余等, 2012; 汤世凯等, 2014)(图1b)。前人通过新生云母类矿物40Ar/39Ar和热液锆石U-Pb年代学研究, 将韧性变形时代限定为加里东期(于凯朋等, 2010; 汤世凯等, 2014; 张雪峰等, 2015; Qin et al., 2018; 张成龙等, 2020)。

桂北地区岩浆岩分布广泛, 既有镁铁质‒超镁铁质岩, 也有花岗质岩(图1b)。岩浆岩成岩时代主要为新元古代和早古生代。其中, 新元古代花岗岩以三防岩体(或称摩天岭岩体)和元宝山岩体为代表(李献华, 1999); 早古生代花岗质岩主要有龙胜岩体(缑雪清等, 2020)。镁铁质‒超镁铁质岩时代以新元古代为主, 主体分布于四堡群和丹洲群中(Wang et al., 2014; Liu et al., 2021)。早期由于缺乏高精度年代学数据和古生物化石, 常根据侵入于地层中的岩浆岩时代来约束地层时代。此外, 桂北地区由于缺乏典型的蛇绿岩套、相应的火山岩及高压变质岩, 因此研究区岩浆岩成为讨论区域构造演化的重要窗口, 并据此提出过多种区域构造演化模式(Li et al., 1995; 周金城等, 2005, 2009; 赵军红等, 2015; Liu et al., 2021)。

2 样品采集及岩相学特征

在桂北罗城县湾塘角一带, 四堡群鱼西组(Pt3)与丹洲群白竹组(Pt3)呈角度不整合接触(图2a)。不整合界面较为平直, 总体产状与上覆白竹组的层理面一致(图2a)。接触界面西侧为四堡群鱼西组板岩(图2b), 板理产状142°∠41°。四堡群变形较强, 原始层理多已被后期构造置换而难以辨识。四堡群板岩中发育近直立的节理, 节理构造未穿切不整合界面, 为四堡运动的产物。接触界面东侧为丹洲群白竹组底砾岩(图2c、d、e)和浅变质砂岩, 岩层产状122°∠50°。底砾岩中砾石成分主要为板岩(图2e), 磨圆度较差, 粒径大小不等, 自不整合面向上, 粒径逐渐减小, 由十几厘米减少至数毫米,且砾石含量也逐渐减少。

①. 摩天岭断裂; ②. 四堡断裂; ③. 元宝山断裂; ④. 三江断裂; ⑤. 寿城‒三门断裂; ⑥. 龙胜断裂。

(a) 四堡群和丹洲群呈角度不整合接触的野外照片; (b) 四堡群鱼西组板岩的正交偏光显微照片; (c)和(d) 丹洲群白竹组底砾岩的野外照片; (e) 丹洲群白竹组底砾岩的正交偏光显微照片。

本文共采集两件碎屑岩样品进行锆石U-Pb年代学和Hf同位素分析, 一件为不整合面之下的四堡群鱼西组板岩(SB01), 一件为不整合面之上的丹洲群底砾岩(DZ01), 具体采样坐标为N25°00′33″, E108°52′56″。鱼西组板岩呈灰黑色, 具变余泥质结构, 板状构造, 主要成分为泥质、炭质和凝灰质, 为含炭泥质板岩(图2b)。白竹组底砾岩呈黑褐色, 砾状结构, 层理构造; 砾石成分主要为板岩; 砾石呈椭圆状, 分选较差, 暗示其为近距离搬运的产物; 砾石之间为杂基和新生的长英质矿物(图2d)。

3 分析测试方法

首先对野外采集样品进行锆石单矿物分选, 随后对分选出的锆石进行制靶, 及反射光、透射光和阴极发光照相, 最后进行锆石U-Pb年龄和Hf同位素测试。锆石单矿物分选、制靶和照相均在北京锆年领航科技有限公司完成。单颗粒锆石U-Pb年龄和Hf同位素测试在桂林理工大学广西隐伏金属矿床勘查重点实验室完成。

电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)为Agilent 7700a, 激光剥蚀系统为GeoLas2005, 工作波长为193 nm, 激光剥蚀束斑直径为32 μm, 脉冲频率为6 Hz。利用标准矿物GJ-1和Plesovice作为外标进行同位素校正。每间隔8个样品分析点, 加测2个标样各2次。数据的离线处理采用ICPMSDataCal 10.7 软件进行(Liu et al., 2010)。年龄谐和图绘制及频谱图采用Isoplot 3.0程序完成(Ludwig, 2003)。

锆石原位Hf同位素测试使用Neptune多接收等离子质谱仪和New wave UP213紫外激光剥蚀系统。频率为20 Hz, 束斑直径为32 μm。分析过程中锆石标样GJ1和Plesovice的176Hf/177Hf测试加权平均值分别为0.282021±0.000008(2σ)和0.282481± 0.000008(2σ)。Hf和模式年龄计算采用的176Lu衰变常数为=1.867×10−11a−1, 球粒陨石176Hf/177Hf=0.282772,176Lu/177Hf=0.0332; 亏损地幔176Hf/177Hf=0.28325,176Lu/177Hf=0.0384。

4 测试结果

4.1 碎屑锆石U-Pb年代学

对四堡群鱼西组板岩(SB01)和丹洲群白竹组底砾岩(DZ01)进行LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测试, 分别获得43组和118组有效年龄数据, 具体数据见表1。

表1 丹洲群白竹组(DZ01)和四堡群鱼西组(SB01)锆石U-Pb测年数据

续表1:

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续表1:

阴极发光图像显示, 丹洲群白竹组碎屑锆石时代越老, 形态和内部环带特征越复杂(图3Ⅰ～Ⅳ)。根据锆石阴极发光图像特征和U-Pb年龄范围, 将丹洲群白竹组测年锆石分为4组。Ⅰ组锆石呈短柱状、长柱状, 粒径50～200 μm,长宽比1∶1～5∶1; 内部环带清晰, 但宽窄不一, 部分锆石含较暗的继承核; CL图像明暗程度不一, 既有明亮的锆石, 也有较暗的锆石, Th、U值分别为(52.1～2223)×10−6和(72.8～3678)×10−6; 磨圆度较差, 暗示其源区较近。Ⅱ组锆石呈短柱状、椭圆形, 粒径50～150 μm, 长宽比1∶1～3∶1; 具有清晰的内部环带; 多数锆石阴极发光图像较暗, 少数锆石较明亮, Th、U值分别为(126～2049)×10−6和(101～1780)×10−6; 具有一定程度的磨圆, 暗示其经历了一定距离的搬运。Ⅲ组锆石呈椭圆形, 粒径50～150 μm, 长宽比1∶1～ 3∶1; 具有清晰的内部环带; 锆石明暗程度不一, Th、U值分别为(50.5～3105)×10−6和(79.8～3099)×10−6; 磨圆较好, 暗示其经历了较远距离的搬运。Ⅳ组锆石呈椭圆形, 粒径50～120 μm, 长宽比1∶1～3∶1; 具有复杂的内部环带特征, 个别锆石颗粒边缘具有星点状的增生边; 阴极发光图像明暗程度不一, Th、U值分别为(17.5～633)×10−6和(48.4～1218)×10−6; 颗粒磨圆较好, 暗示其经历了较远距离的搬运。丹洲群白竹组锆石Th/U值为0.12～2.07, 均大于0.1, 且多数颗粒大于0.4(图4a)。锆石形态和明暗程度不同, 磨圆度不一, 内部环带多样, 暗示其具有复杂的物质来源。

四堡群鱼西组碎屑锆石具有复杂的CL图像 (图3A～D)。根据锆石CL图像和U-Pb年龄不同, 四堡群鱼西组测年锆石可分为4组。A组锆石呈椭圆形、短柱状和长柱状, 粒径50～200 μm, 长宽比1∶1～ 6∶1; 内部环带多样, 部分颗粒可见继承核; CL图像明暗不一, Th、U值分别为(64.4～1259)×10−6和(76.4～1929)×10−6; 磨圆较差, 表现为近源沉积的特征。B组锆石呈椭圆形、短柱状, 粒径40～100 μm, 长宽比1∶1～3∶1, 内部环带复杂; 阴极发光图像明暗程度不一, Th、U值分别为(152～2888)×10−6和(413～3786)×10−6; 具有一定程度的磨圆, 暗示其经历了一定距离的搬运。C组锆石呈椭圆形、不规则状, 粒径40～100 μm, 长宽比1∶1～ 2∶1; 具有复杂的内部环带; 阴极发光图像较暗, Th、U值分别为(32.1～1310)×10−6和(307～2103)×10−6; 磨圆度较好, 暗示其经历了一定距离的搬运。D组锆石呈椭圆形、不规则状, 粒径40～80 μm, 长宽比1∶1～2∶1,内部环带复杂; CL图像明暗程度不一, Th、U值分别为(26.9～339)×10−6和(113～457)×10−6; 磨圆度较好, 暗示其经历了一定距离的搬运。四堡群鱼西组碎屑锆石Th/U值为0.06～2.83, 仅有1粒锆石Th/U值小于0.1, 多数锆石Th/U值大于0.4(图4b)。锆石的形态特征, 内部环带, 明暗程度以及Th、U含量及比值的不同, 暗示其具有复杂的成因和来源。

丹洲群白竹组样品碎屑锆石U-Pb年龄数据均位于谐和线上及其附近(图5a)。118个年龄数据主要分布在4个区间, 分别为820～900 Ma、900～ 1400 Ma、1450～2200 Ma和2350～2700 Ma(图5b)。820～900 Ma锆石共36粒, 占31%, 其中最年轻的10粒锆石给出了824.9±8.0 Ma的206Pb/238U加权平均年龄; 900～1400 Ma锆石共22粒, 占19%; 1450～ 2200 Ma锆石共44粒, 占37%; 2350～2700 Ma锆石共16粒, 占13%。

四堡群鱼西组样品碎屑锆石U-Pb年龄均位于谐和线上及其附近(图5c)。43组年龄数据主要分布在4个区间, 分别为820～900 Ma、900～1300 Ma、1700～2200 Ma和2400～2600 Ma(图5d)。820～900 Ma锆石共20粒, 占46%, 其中最年轻的11粒锆石给出了823.0±8.4 Ma的206Pb/238U加权平均年龄; 900～1300 Ma锆石共9粒, 占21%; 1700～2200 Ma锆石共9粒, 占21%。2400～2600 Ma锆石共5粒, 占12%。

对比两样品的碎屑锆石U-Pb年龄频谱图(图5b、d), 四堡群鱼西组板岩样品和丹洲群白竹组底砾岩样品具有相似的U-Pb年龄分布区间, 但各区间的锆石所占比重不同。

4.2 锆石Hf同位素

本文对丹洲群白竹组和四堡群鱼西组锆石进行原位Hf同位素测试, 分析结果见表2。

丹洲群白竹组锆石176Lu/177Hf值分布范围为0.000039～0.004366, 仅少数锆石176Lu/177Hf值大于0.002, 表明绝大多数锆石在形成后具有极低的放射性成因Hf积累。锆石Hf()值介于−25.37～12.89之间, 其中53个点Hf()值为正, 占49%; 56个点Hf()值为负, 占51%, 即丹洲群白竹组源区物质既有古老地壳物质的再循环, 也有新生地壳物质(图6a、b)。二阶段Hf模式年龄(DM2)集中在901～3998 Ma之间(图7a), 其中,DM2为901～1383 Ma锆石有16颗, 占15%;DM2为1423～2293 Ma锆石有41颗, 占38%;DM2为2326～3998 Ma锆石有52颗, 占47%。

四堡群鱼西组锆石176Lu/177Hf值分布范围为0.000484～0.003368, 仅2颗锆石176Lu/177Hf值大于0.002, 表明绝大多数锆石在形成后具有极低的放射性成因Hf积累。锆石Hf()值介于−13.63～6.92之间, 其中9个点Hf()值为正, 占38%; 15个点Hf()值为负, 占比62%, 即四堡群鱼西组源区物质以古老地壳物质的再循环为主, 新生地壳物质相对较少(图6c、d)。DM2为1318～3129 Ma(图7b)。其中,DM2为1318～1361 Ma锆石有2颗, 占比8%;DM2为1516～2176 Ma的锆石有14颗, 占比58%;DM2为2380～3129 Ma的锆石有8颗, 占比34%。

Hf同位素特征显示四堡群源区物质以古老地壳物质的再循环为主, 新生地壳物质相对较少; 而丹洲群源区物质既有新生地壳物质, 也有古老地壳物质的再循环。

5 讨 论

5.1 物源分析

前人研究表明, 扬子陆块和华夏陆块前寒武纪沉积岩的碎屑锆石年龄谱系具有较大的差异。华夏陆块新元古代沉积岩中包含大量新太古代(～2.5 Ga)和格林威尔期的碎屑锆石(0.9～1.3 Ga)(于津海等, 2007, 2009; Yu et al., 2008, 2010; 王丽娟等, 2008; 王鹏鸣等; 2013), 暗示华夏南缘可能曾经存在一个格林威尔期造山带(王丽娟等, 2008)。而扬子陆块则以强烈的新元古代岩浆事件为标志(Li, 1999; Zhou et al., 2002, 2006), 这期岩浆事件广泛存在于扬子陆块周缘, 但在华夏陆块却很微弱。扬子陆块另一个特征性的构造热事件发生在2.0 Ga(Zheng et al., 2006; Liu et al., 2008)。扬子陆块与华夏陆块显著差异的年龄谱系特征为分析桂北地区前寒武纪地层的物源奠定了基础。

Ⅰ～Ⅳ组为丹洲群白竹组底砾岩样品的锆石阴极发光图像, A～D组为四堡群鱼西组板岩样品的锆石阴极发光图像; 实线圆圈为锆石U-Pb年龄测点位置, 虚线圆圈为锆石Hf同位素测点位置。

图4 丹洲群白竹组(DZ01)(a)和四堡群鱼西组(SB01)(b)锆石Th-U图解

图5 丹洲群白竹组(DZ01)和四堡群鱼西组(SB01)锆石U-Pb年龄谐和图(a、c)和年龄分布频谱图(b、d)

表2 丹洲群白竹组(DZ01)和四堡群鱼西组(SB01)锆石Hf同位素数据

续表2:

续表2:

图6 丹洲群白竹组(DZ01)和四堡群鱼西组(SB01)锆石εHf(t)-年龄图解(a、c)和εHf(t)值直方图(b、d)

图7 丹洲群白竹组(DZ01)和四堡群鱼西组(SB01)锆石二阶段模式年龄(tDM2)直方图

四堡群鱼西组和丹洲群白竹组样品具有相似的碎屑锆石U-Pb年龄频谱图(图5)。两件样品的碎屑锆石年龄主要集中在820～900 Ma、900～1400 Ma、1450～2200 Ma和2350～2700 Ma等4个区间, 且两者中最年轻一组碎屑锆石的加权平均年龄相对一致, 分别为823.0±8.4 Ma(SB01)和824.9±8.0 Ma(DZ01)。对比四堡群和丹洲群的碎屑锆石年龄谱系, 四堡群820～900 Ma锆石占比(47%)较丹洲群(31%)要高16%; 1450～2200 Ma锆石占比(21%)较丹洲群(37%)要少16%; 而900～1400 Ma和2350～2700 Ma锆石占比两者相近。

820～900 Ma锆石颗粒自形程度较好, 磨圆度差, 岩浆环带清晰, 显示近源沉积的特征。前人研究表明, 扬子陆块具有强烈的新元古代岩浆事件, 而华夏陆块则较微弱(Li, 1999; Zhou et al., 2002, 2006)。在扬子东南缘湘黔桂地区广泛出露新元古代的岩浆岩, 如桂北地区的三防岩体、元宝山岩体, 以及四堡群文通组中的镁铁质‒超镁铁质岩(李献华, 1999; Wang et al., 2014)。因此该年龄值的锆石可能来自于扬子陆块东南缘的新元古代岩浆岩。

900～1400 Ma与全球格林威尔期造山事件相当。前人研究表明该期锆石广泛出现在华夏陆块, 而扬子陆块则很微弱(王丽娟等, 2008; 于津海等, 2009; Yu et al., 2010; 王鹏鸣等, 2013)。四堡群和丹洲群样品中该期锆石颗粒磨圆度较好, 显示其经历一定距离的搬运, 因此该期锆石可能来自离研究区相对较远的华夏陆块格林威尔期造山事件的产物。

1450～2200 Ma与全球Columbia超大陆聚合和裂解事件相当。两样品中该时期的碎屑锆石磨圆度较好, 显示其经历了一定距离的搬运。但在华南大陆尚未发现该时期的沉积地层和相应时代的岩浆活动, 其物源还需进一步深入研究。

2350～2700 Ma锆石呈椭圆形、磨圆度较好、内部环带复杂、明暗程度不一, 暗示其经历较远距离搬运且具有复杂的物质来源。前人研究指出,华夏陆块新元古代沉积岩中富含丰富的太古宙锆石(2.5 Ga±)(王丽娟等, 2008; 于津海等, 2009; Yu et al., 2010; 王鹏鸣等, 2013), 因此该期锆石主体来自于离研究区相对较远的华夏陆块的太古宙基底。

综上所述, 四堡群板岩和丹洲群底砾岩的物源为扬子陆块东南缘的新元古代岩浆岩、华夏陆块格林威尔期造山事件的产物和太古宙基底, 以及与Columbia超大陆聚合和裂解事件相当的地质体。四堡群和丹洲群中各个时期的锆石所占比例不同, 因此各源区对成岩物质的贡献亦不同。四堡群的物源以扬子东南缘新元古代岩浆岩为主(47%), 次要物源为华夏陆块格林威尔期造山事件的产物(21%)和太古宙基底(11%), 以及与Columbia超大陆聚合和裂解事件相当的地质体(21%)。而丹洲群的主要物源为扬子陆块东南缘新元古代岩浆岩(31%)和与Columbia超大陆聚合和裂解时期相当的地质体(37%), 次要物源为华夏陆块格林威尔期造山事件的产物(19%)和太古宙基底(13%)。

碎屑锆石年龄谱系特征显示, 四堡群和丹洲群中华夏陆块格林威尔期碎屑锆石和太古宙碎屑锆石所占比例相近, 暗示两者具有相似的物源, 这也与丹洲群底砾岩的砾石成分与四堡群鱼西组岩性一致的特征相吻合, 进一步表明丹洲群白竹组底砾岩测年样品来自裂谷盆地沉积的最低层位。

5.2 沉积超覆时限

桂北地区丹洲群为一套成层有序的裂谷充填地层, 其最低层位代表南华裂谷盆地沉积的起点, 且沉积下限代表裂谷盆地沉积超覆的启动时限。对丹洲群沉积下限的界定, 目前主要采用如下方法来约束: ①侵入于四堡群而被丹洲群及其相当地层不整合覆盖的花岗岩的年龄; ②侵入于四堡群顶部地层中的镁铁质‒超镁铁质岩的年龄; ③四堡群顶部火山岩夹层的年龄; ④四堡群顶部沉积地层中的碎屑锆石年龄; ⑤丹洲群底部火山岩夹层的年龄; ⑥丹洲群底部沉积地层中的碎屑锆石年龄(表3)。

表3 华南地区限定丹洲群沉积下限的年龄数据

续表3:

续表3:

早期根据侵于四堡群而又被丹洲群覆盖的花岗质岩石的有限同位素年龄资料(伍实, 1979; 董宝林和覃杰, 1987; 韩发等, 1994), 将丹洲群及其相当地层归属于新元古界下部, 并与华北地区青白口系进行对比(全国地层委员会, 2001, 2002)。这些花岗质岩包括桂北地区的三防岩体、元宝山岩体、本洞岩体、峒玛岩体、滚寨岩体, 赣西的九岭岩体, 皖南的许村岩体、休宁岩体、歙县岩体、灵山岩体, 湘北的西园坑岩体、长三背岩体、大围山岩体等。近年来, 高精度的同位素定年结果显示这些花岗岩的侵位时代为810～830 Ma(李献华, 1999; 吴荣新等, 2005; 薛怀民等, 2010; 张菲菲等, 2011; Wang et al., 2014)。本文对该期花岗岩侵位年龄进行统计, 获得824.1±2.3 Ma的加权平均年龄(图8a)。这与Yang et al. (2015)对桂北地区侵入于四堡群的岩浆岩年龄的统计结果一致(824±5 Ma)。

除上述花岗质岩外, Li (1999)获得侵入于四堡群的超基性‒基性岩脉的SHRIMP锆石 U-Pb年龄为828±7 Ma, 与Wang et al. (2006)在桂北何家湾地区获得辉绿岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄(811.5±4.8 Ma)以及Wang et al. (2012b)在桂北地区获得的四堡群镁铁质岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄一致。区域上, Zhou et al. (2009)在梵净山地区获得回香坪组中镁铁质侵入岩的年龄为831±6 Ma和827±14 Ma, 以及肖家河组中镁铁质侵入岩的年龄为814±6 Ma。对上述侵入于四堡群及其相当地层中的镁铁质‒超镁铁质岩的测年结果进行加权平均计算, 获得年龄为823.2±9.7 Ma(图8b)。

近年来, 在四堡群及其相当地层的顶部火山岩夹层中获得大量的高精度年龄数据(王剑等, 2003; 高林志等, 2008, 2010a; Zhou et al., 2009; Zhang et al., 2012, 2013; 孟庆秀等, 2013; Wang et al., 2014), 可以较好的约束四堡群的沉积上限及丹洲群的沉积下限(表3)。对上述四堡群顶部火山岩夹层的测年结果进行加权平均计算, 获得年龄为825.8±4.1 Ma(图8c)。

除上述四堡群中的火成岩测年结果外, 四堡群顶部地层中的碎屑锆石年龄也可较好的约束地层时代。本文对不整合面之下四堡群鱼西组顶部板岩(SB01)进行LA-ICP-MS锆石U-Pb测年, 获得最年轻一组锆石加权平均年龄为823.0±8.4 Ma, 较好的限定了四堡群顶部地层的沉积时限。Wang et al. (2012b)对四堡群鱼西组砂岩和粉砂岩进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年, 其最年轻的碎屑锆石年龄分别为826±7 Ma和827±7 Ma。Yang et al. (2015)也对四堡群鱼西组砂岩进行了SIMS锆石U-Pb定年, 其最年轻的碎屑锆石年龄为～809 Ma。对上述四堡群顶部地层中最年轻的碎屑锆石年龄进行统计, 得到821.2±7.2 Ma加权平均年龄(图8d)。

(a) 侵入四堡群又被丹洲群及其相当地层不整合覆盖的花岗岩年龄的加权平均图; (b) 侵入于四堡群中的镁铁质‒超镁铁质岩石的年龄加权平均图; (c) 四堡群顶部火山岩夹层的年龄加权平均图; (d) 四堡群顶部沉积岩中最年轻的碎屑锆石的年龄加权平均图; (e) 丹洲群及其相当地层底部火山岩夹层的年龄加权平均图; (f) 丹洲群底部沉积地层中碎屑锆石的年龄加权平均图。

丹洲群沉积下限亦可根据丹洲群底部火山岩夹层的时代进行限定。桂北地区丹洲群白竹组暂未见火山岩夹层的年龄报道, 但周汉文等(2002)在桂东贺州下龙地区获得与丹洲群相当的鹰阳关群浅变质基性火山岩U-Pb年龄为819±11 Ma, 指示丹洲群沉积下限年龄为819±11 Ma。近年来, 区域上获得大量丹洲群及其相当地层的底部火山岩夹层的年龄报道(表3), 如皖南井潭组英安岩、贵州甲路组基性火山岩和火山凝灰岩(王剑等, 2006; 吴荣新等, 2007; Zheng et al., 2008; 高林志等, 2010b)。对前人获得的丹洲群及其相当地层底部火山岩夹层年龄数据进行统计, 得出817.5±3.2 Ma的加权平均年龄(图8e)。

丹洲群底部地层的碎屑锆石年龄也可较好的约束其沉积下限。本次研究对不整合面之上丹洲群白竹组底砾岩(DZ01)进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年, 其最年轻一组锆石加权平均年龄为824.9±8.0 Ma。Wang et al. (2013b)对丹洲群白竹组砾岩进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年, 获得最年轻的碎屑锆石年龄为826±7 Ma。Yang et al. (2015)对丹洲群白竹组砂岩进行SIMS锆石U-Pb定年, 获得最年轻的碎屑锆石年龄为810±10 Ma。对上述丹洲群底部地层碎屑锆石年龄进行统计, 获得822.2±9.1 Ma的加权平均年龄(图8f)。

结合侵入于四堡群而被丹洲群覆盖的花岗岩年龄、侵入于四堡群镁铁质‒超镁铁质岩石的年龄、四堡群顶部火山岩夹层的年龄、四堡群最顶部地层的碎屑锆石年龄、丹洲群及其相当地层底部火山岩夹层的年龄以及丹洲群底部地层的碎屑锆石年龄, 将丹洲群的沉积下限约束在～820 Ma, 进而限定南华裂谷盆地沉积超覆作用的启动时限为～820 Ma。

6 结 论

(1) 四堡群鱼西组锆石Hf()值为−13.63～6.92,DM2为1318～3129 Ma; 丹洲群白竹组锆石Hf()值介于−25.37～12.89之间,DM2为901～3998 Ma。锆石Hf同位素特征表明四堡群鱼西组源区物质以古老地壳物质的再循环为主, 新生地壳物质相对较少; 而丹洲群白竹组源区物质既有新生地壳物质, 也有古老地壳物质的再循环。

(2) 四堡群鱼西组和丹洲群白竹组具有相似的碎屑锆石年龄谱系和物源特征, 分别为扬子东南缘新元古代岩浆岩, 华夏陆块格林威尔期造山事件的产物和太古宙基底, 以及与Columbia超大陆聚合和裂解时期相当的地质体, 但各源区对成岩物质的贡献不同。

(3) 结合前人研究结果, 利用四堡群鱼西组顶部地层和丹洲群底砾岩的碎屑锆石年龄限定南华裂谷盆地沉积超覆的启动时限为～820 Ma。

致谢:桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室余红霞和李政林老师在锆石U-Pb年龄和Hf同位素测试中给予了大力支持, 在此表示感谢。同时, 十分感谢吉林大学梁一鸿教授和另一位匿名审稿人对本文提出的建设性修改意见。

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Timing of Sedimentary Overlap in Neoproterozoic Nanhua Rift Basin in South China:Evidence from Detrital Zircon U-Pb Ages and Hf Isotopes of Basal Conglomerate of Danzhou Group in Northern Guangxi

QIN Ya, FENG Zuohai, WU Jie, BAI Yuming, XING Quanli, XUE Yunfeng

(Collaborative Innovation Center for Exploration of Hidden Nonferrous Metal Deposits and Development of New Materials in Guangxi; Guangxi Key Laboratory of Hidden Metallic Ore Exploration, Guilin University of Technology, Guilin 541004, Guangxi, China)

U-Pb ages and Hf isotopic compositions of detrital zircon from the basal conglomerate of the Baizhu Formation of the Danzhou Group (DZ01), and from the slate in the top of the Yuxi Formation of the Sibao Group (SB01) in the northern Guangxi were analyzed by using LA-ICP-MS method, aiming to constrain the timing of sedimentary overlap in the Neoproterozoic Nanhua rift basin in South China. The slate of the Yuxi Formation and the basal conglomerate of the Baizhu Formation have similar detrital zircon age spectra, mainly distributed in 820–900 Ma, 900–1400 Ma, 1450–2200 Ma and 2350–2700 Ma. The two samples have similar provenance, mainly the Neoproterozoic magmatic rocks in the southeastern margin of the Yangtze Block, the products of the Grenville orogenic event in the Cathaysian Block and the Archean basement, as well as geological bodies equivalent to the Columbia supercontinent polymerization and cracking period. TheHf() values and corresponding two-stage Hf model ages (DM2) of detrital zircon grains from the slate sample in the Yuxi Formation of the Sibao Group range from −13.63 to 6.92 and 1318 to 3129 Ma, respectively. TheHf() values andDM2of detrital zircon from the basal conglomerate sample in the Baizhu Formation of the Danzhou Group vary from −25.37 to 12.89 and 901 to 3998 Ma, respectively. The Hf isotope results show that the detritus of the Sibao Group is dominated by the recycled ancient crustal material, whereas the contribution of juvenile crustal material is relatively small. In contrast, the source materials of the Danzhou Group include both the juvenile crustal materials and the recycled ancient crustal materials. The weighted average age of the youngest zircon grains from the basal conglomerate of the Baizhu Formation in the Danzhou Group is 824.9±8.0 Ma, while the youngest zircon population from the slate of the Yuxi Formation in the Sibao Group is 823.0±8.4 Ma. Combined with previous results, the initial depositional age of the Danzhou Group is820 Ma, indicating that the sedimentary overlap in Nanhua rift basin began at820 Ma.

basal conglomerate; detrital zircon; U-Pb chronology; Hf isotope; Nanhua rift basin; northern Guangxi

2021-01-15;

2021-06-14

国家自然科学基金项目(41572191、41702211、42072259)和广西自然科学基金项目(2018GXNSFAA281248、2019GXNSFDA245009)联合资助。

秦亚(1986–), 男, 博士, 主要从事区域构造演化、花岗岩与成矿研究。E-mail：qinya2013017@glut.edu.cn

P56; P597+.3

A

1001-1552(2022)05-0968-025

10.16539/j.ddgzyckx.2022.05.007