崔曉莊 江新勝 王 劍 卓皆文 伍 皓，2 熊國慶 陸俊澤 鄧 奇 江卓斐

(1.成都地質(zhì)礦產(chǎn)研究所 成都 610081;2.中國地質(zhì)科學(xué)院 北京 100037;3.中國地質(zhì)大學(xué)(北京) 北京 100083)

0 引言

長期以來，關(guān)于華南新元古代裂谷盆地系統(tǒng)的構(gòu)造屬性及其與Rodinia超大陸裂解的關(guān)系一直存在爭議。有學(xué)者認(rèn)為其應(yīng)該是新元古代與Rodinia超大陸裂解有關(guān)的陸內(nèi)裂谷盆地，依據(jù)是其中存在數(shù)量可觀的基性—超基性巖脈［1～3］、大陸溢流玄 武巖［4～6］、科馬提質(zhì)玄武巖［7］及同期非造山的花崗巖［8］;也有學(xué)者認(rèn)為其可能是與洋殼俯沖有關(guān)的弧后裂谷盆地，理由是揚子周緣新元古代酸性和基性侵入巖均具有明顯的島弧特征［9，10］;此外，還有學(xué)者提出這些裂谷盆地可能形成于造山后的伸展環(huán)境［11］。然而，上述觀點的證據(jù)主要為巖漿巖地球化學(xué)數(shù)據(jù)，針對裂谷盆地沉積充填開展的沉積學(xué)和盆地分析研究則少有涉及。

揚子西緣新元古代康滇裂谷盆地是華南新元古代裂谷盆地系統(tǒng)的重要組成單元［12，13］，最新研究揭示其南段滇中新元古代裂谷盆地的開啟時間為820 Ma，與華南新元古代典型裂谷盆地—湘桂裂谷盆地相當(dāng)［14］。因此，有必要重新分析滇中新元古代裂谷盆地的充填序列和演化模式，從而為解答華南新元古代裂谷盆地系統(tǒng)的構(gòu)造屬性及與Rodinia超大陸裂解的關(guān)系等問題提供新的線索和資料。鑒于此，本文在最新同位素年代學(xué)研究成果的基礎(chǔ)上，選擇滇中新元古代裂谷盆地沉積充填為研究對象，開展了較為系統(tǒng)的沉積學(xué)和盆地分析研究。

1 地質(zhì)背景

華南是中國三大古老克拉通之一，由揚子陸塊和華夏陸塊構(gòu)成，二者以北—東向的江山—紹興斷裂帶為界［12，15］。在常見的 Rodinia超大陸重建構(gòu)型中，一般將華南置于澳大利亞和勞倫大陸之間，處于超大陸的“核心”位置［16］(圖1A，B)。隨著850 Ma左右 Rodinia超大陸開始解體，在全球范圍內(nèi)形成了大量新元古代裂谷盆地。一般認(rèn)為，華南新元古代裂谷盆地系統(tǒng)也是其中重要組成部分，包括揚子?xùn)|南緣的南華裂谷盆地、西緣的康滇裂谷盆地、西北緣的碧口—漢南裂谷盆地以及北東緣的花山裂谷盆地［4～6，12，13］(圖1C)。

揚子西緣新元古代康滇裂谷盆地呈南—北向展布，盆地西緣的基底斷裂為安寧河—易門斷裂，東緣可能為甘洛—小江斷裂［17］;盆地基底主要由古元古代河口群和東川群、中元古代會理群和昆陽群及其相當(dāng)?shù)貙咏M成［17～21］;其北段新元古代地層主要包括蘇雄組、開建橋組、黃水河群、鹽井群、列古六組及觀音崖組等，而其南段滇中地區(qū)新元古代地層則主要為柳壩塘組、陸良組、澄江組、牛頭山組、南沱組及陡山沱組［17～21］。

近年來，隨著鋯石U-Pb原位微區(qū)定年技術(shù)的廣泛應(yīng)用，上述絕大多數(shù)地層的沉積時限得到了可靠約束。其中，柳壩塘組和陸良組下段的沉積時限為820～800 Ma，與板溪群下段及其相當(dāng)?shù)貙又苯訉Ρ龋?4］;澄江組、陸良組上段及牛頭山組的沉積時限為800～725 Ma，與蓮沱組、蘇雄組/開建橋組、板溪群上段及其相當(dāng)?shù)貙舆M(jìn)行對比［14，22～24］;南沱組沉積時限可能為651～635 Ma［25］，但目前無法排除滇中地區(qū)南沱組沉積下限為 725 Ma的可能性［26，27］，因而其可能與揚子?xùn)|南緣的長安組、富祿組、南沱組及其相當(dāng)?shù)貙舆M(jìn)行對比;而陡山沱組沉積時限則應(yīng)為 631～551 Ma［28，29］(圖 2)。

2 充填序列

滇中新元古代裂谷盆地沉積充填由4個向上變細(xì)的沉積旋回組成(圖2)，根據(jù)沉積時限、接觸關(guān)系及巖相特征，筆者將其自下而上劃分為4個充填序列，分別代表了裂谷盆地的4個發(fā)展階段(圖3)。

圖1 A.新元古代Rodinia超大陸重建構(gòu)型(據(jù)文獻(xiàn)［16］改繪);B.中國主要克拉通構(gòu)造格架(據(jù)文獻(xiàn)［15］改繪);C.華南新元古代裂谷盆地系統(tǒng)及地層分布簡圖(據(jù)文獻(xiàn)［12］改繪)Fig.1 A.Reconstructed configuration of the Neoproterozoic supercontinent Rodinia(after reference［16］);B.Tectonic framework of the major cratons in China(after reference［15］);C.Schematic map showing the Neoproterozoic rift basin system and strata distribution in South China(after reference［12］)

2.1 序列I

序列I位于滇中新元古代裂谷盆地充填序列的最下部，介于盆地基底不整合面UC-I與不整合面UC-II之間，包括柳壩塘組和陸良組下段(圖2)。其中，盆地基底不整合面UC-I位于前裂谷期地層與同裂谷期地層之間(圖4A，B)，一般被認(rèn)為是晉寧造山運動的標(biāo)志［18］。柳壩塘組和陸良組分布均十分局限，主要呈南—北向條狀分布。前者主要見于晉寧、易門、祿豐及安定等地，后者僅見于陸良地區(qū)。二者巖性組合特征極為相似，底部均為礫巖或砂礫巖，夾數(shù)層鐵質(zhì)風(fēng)化殼，礫石分選、磨圓均較差，成份以下伏昆陽群變質(zhì)砂巖和絹云板巖為主，屬水下扇內(nèi)扇沉積;下部為雜砂巖夾泥質(zhì)粉砂巖，發(fā)育包卷層理，屬水下扇中扇沉積;向上則迅速變?yōu)榉凵百|(zhì)板巖、硅泥質(zhì)板巖或泥質(zhì)粉砂巖、粉砂質(zhì)泥巖，夾硅質(zhì)巖或硅質(zhì)頁巖，發(fā)育水平層理、包卷層理及粒序?qū)永?，屬水下扇外扇的濁流和深水饑餓沉積(圖3、圖4C)。該序列表明裂谷初期斷陷速度極大，沉積環(huán)境由陸地迅速演變?yōu)檩^深水盆地。

2.2 序列II

序列II介于不整合面UC-II與不整合面UC-III之間，包括澄江組、陸良組上段及牛頭山組(圖2)。其中，不整合面UC-II在不同地區(qū)的表現(xiàn)形式不同，如在金陽對坪、晉寧王家灣及玉溪橡子山地區(qū)，表現(xiàn)為澄江組與基底地層昆陽群直接角度不整合接觸(圖4D)，而在晉寧柳壩塘一帶，則表現(xiàn)為澄江組與序列I柳壩塘組不整合接觸。需要說明的是，在陸良地區(qū)，該序列陸良組上段及牛頭山組與序列I陸良組下段呈整合過渡關(guān)系，表明裂谷盆地的沉積中心可能位于盆地東部。該序列的沉積相帶規(guī)律也表明，盆地西部主要為澄江組洪沖積扇、辮狀河組成的扇三角洲沉積(圖4E)，中部為牛頭山組(或澄江組上部)的澙湖沉積(圖4F)，東部為陸良組上段濱岸砂壩，再向東則可能為屏邊群淺海陸棚—大陸斜坡沉積［30］。與序列I相比，該序列的沉積范圍明顯擴大，同時伴隨有十分強烈的火山活動［4，11，24，31］，如在武定羅茨地區(qū)澄江組下部就發(fā)育有一套堿性玄武巖［31］。因此，該序列指示華南新元古代裂谷作用進(jìn)入高峰期，也就意味著滇中新元古代裂谷盆地進(jìn)入了成熟發(fā)展階段。

2.3 序列III

序列III介于不整合面UC-III與不整合面UC-IV之間，主要為南沱組(圖2)。盡管多數(shù)學(xué)者將滇中地區(qū)南沱組作為華南上冰期地層處理［12，13，15，17～21］，但也有學(xué)者認(rèn)為其可能是華南下冰期地層［26，27］。值得注意的是，Wang等［32］通過碎屑鋯石U-Pb年代學(xué)研究揭示滇中地區(qū)陡山沱組的最大沉積年齡為649±9 Ma，為約束其下伏地層南沱組的頂界年齡提供了參考。然而，由于目前仍未獲得約束滇中地區(qū)南沱組底界年齡的可靠證據(jù)，我們還無法排除其為下冰期地層的可能性。滇中地區(qū)南沱組巖性組合特征顯著，下部為紫紅色塊狀或?qū)訝钅嗟[巖，礫石成分復(fù)雜，表面具擦痕、壓坑及磨光面等，為沉積于冰內(nèi)環(huán)境或冰前環(huán)境的冰磧巖(圖4G);上部為紫色薄層狀頁巖、粉砂質(zhì)頁巖，發(fā)育水平層理，為形成于冰外環(huán)境的冰水沉積(圖 4H)。該序列底部的不整合面 UC-III應(yīng)該與康滇裂谷盆地的伸展斷裂活動和構(gòu)造掀斜的破環(huán)作用有關(guān)。此后，隨著深水環(huán)境的日趨盛行，表明華南新元古代裂谷盆地系統(tǒng)可能開始向被動大陸邊緣盆地轉(zhuǎn)換，暗示華南從Rodinia超大陸中逐漸脫離出來。

圖4 滇中新元古代裂谷盆地沉積充填的典型野外照片A.柳壩塘組底部礫巖與昆陽群粉砂巖角度不整合接觸(云南晉寧柳壩塘);B.陸良組底部礫巖與昆陽群絹云板巖呈角度不整合接觸(云南陸良望香臺);C.陸良組下部泥質(zhì)粉砂巖，發(fā)育粒序?qū)永?云南陸良望香臺);D.澄江組底部礫巖與昆陽群石英絹云千枚巖呈角度不整合接觸(四川金陽對坪);E.澄江組紅紫色長石石英砂巖，發(fā)育包卷層理(云南東川中河);F.牛頭山組紫紅色粉砂質(zhì)泥巖，發(fā)育水平層理(云南陸良牛頭山);G.南沱組底部紫紅色泥礫巖，礫石表面具擦痕、壓坑及磨光面等(云南澄江縣城);H.南沱組上部紫紅色粉砂質(zhì)頁巖，發(fā)育水平層理(云南峨山縣城)。Fig.4 Typical field photos of sedimentary filling in the Neoproterozoic rift basin，central Yunnan province

2.4 序列IV

序列IV位于滇中新元古代裂谷盆地充填序列的最上部，屬于裂谷蓋地層，其下與南沱組一般呈平行不整合或假整合接觸(不整合面UC-IV)，主要為震旦紀(jì)陡山沱組(圖2)。眾所周知，陡山沱組是南沱冰期結(jié)束后全面海侵的產(chǎn)物，其沉積時期以海侵達(dá)到整個華南地區(qū)為特征，幾乎超覆了整個華南早期存在的古陸［12，13］。滇中地區(qū)陡山沱組巖性主要為粉砂巖、粉砂質(zhì)白云巖及白云巖(圖3)，與湘黔桂地區(qū)巖性以白云巖為主的陡山沱組形成鮮明對比，屬于潮坪沉積。最新的陡山沱組古地理重建結(jié)果［33］也揭示，當(dāng)時揚子?xùn)|南緣主要為鑲邊的碳酸鹽陸架環(huán)境，向西—北方向則逐漸過渡為陸架澙湖—潮坪環(huán)境。有必要說明的是，滇中地區(qū)陡山沱組底部未發(fā)現(xiàn)有蓋帽碳酸鹽巖，其成因仍有待進(jìn)一步研究確定。至此，華南可能從Rodinia超大陸中完全脫離出來，Rodinia超大陸的裂解過程基本結(jié)束［16］。

3 盆地演化

前人認(rèn)為滇中新元古代裂谷盆地的形成主要為西緣安寧河—易門斷裂和東緣甘洛—小江斷裂所控制，因而將其解釋為對稱地塹盆地［17］。但實際上，盆地東緣的甘洛—小江斷裂對盆地沉積充填并未起到明顯的控制作用，其東側(cè)仍然存在大量的新元古代地層。例如，在云南陸良地區(qū)就存在沉積時限為820～725 Ma的陸良組和牛頭山組(圖4B，C)，而在四川金陽地區(qū)則發(fā)育典型的澄江組辮狀河沉積(圖4D)。形成鮮明對比的是，盆地西緣的安寧河—易門斷裂以西則僅存在盆地基底地層，且斷裂附近的武定碧城地區(qū)見有厚達(dá)400余米的澄江組堿性玄武巖［31］，說明該斷裂應(yīng)是主要的控盆基底斷裂。因此，筆者認(rèn)為滇中新元古代裂谷盆地應(yīng)該是半地塹盆地，而非前人認(rèn)為的對稱地塹盆地。

研究表明，陸內(nèi)裂谷盆地是大陸地殼在強烈拉張條件下形成的基底式正斷層滑脫造成的盆地，其基本沉積單元為半地塹［34～36］。以東非裂谷系為例，其幼年期為一系列同向的小型半地塹盆地群，隨著控盆基底斷裂進(jìn)一步滑脫，次級斷裂進(jìn)一步發(fā)育，這些小型半地塹盆地之間的連通性不斷增強，進(jìn)而使裂谷盆地群演變?yōu)橐粋€統(tǒng)一的大型半地塹盆地［35，36］。此外，裂谷成熟期與幼年期的沉積充填之間還表現(xiàn)為幾種不同的接觸關(guān)系，即在盆地邊緣是角度不整合接觸，而向盆地中心則逐漸過渡為平行不整合接觸或整合接觸。因此，成熟期統(tǒng)一的大型半地塹盆地是疊加在幼年期小型半地塹盆地群之上的一個上疊滑脫盆地。

如前所述，滇中新元古代裂谷盆地充填序列I主要由呈南—北向分布的柳壩塘組和陸良組下段組成，二者從底部的洪沖積扇向上迅速轉(zhuǎn)變?yōu)闈崃骱蜕钏囸I沉積，說明裂谷幼年期盡管沉積范圍有限，但沉降速度極快，應(yīng)為一系列快速深陷的同向的小型半地塹盆地群;序列II沉積超覆范圍明顯擴大，但沉降速度減緩，西部為由洪沖積扇、辮狀河組成的扇三角洲澄江組沉積，中部為牛頭山組澙湖沉積，東部為陸良組上段海岸砂壩沉積，再向東可能為屏邊群淺海陸棚—大陸斜坡沉積，表明此時已演變?yōu)橐粋€統(tǒng)一的大型半地塹盆地(圖5)。滇中新元古代裂谷盆地的這種沉積作用特征可以與西非裂谷系Termit裂谷盆地相對比［37］。此外，有必要再次說明的是，滇中新元古代裂谷盆地充填序列II與序列I之間也存在角度不整合、平行不整合及整合等3種接觸關(guān)系。因此，筆者認(rèn)為滇中新元古代裂谷盆地成熟期實質(zhì)上應(yīng)該屬于上疊滑脫盆地。

4 超大陸重建意義

如前所述，前人基于華南新元古代巖漿巖地球化學(xué)研究資料，分別提出了陸內(nèi)裂谷盆地［1～8］和弧后裂谷盆地［9，10］等不同構(gòu)造觀點。然而，花崗質(zhì)巖石的地球化學(xué)特征主要受源區(qū)組成和巖漿結(jié)晶演化過程的制約，構(gòu)造環(huán)境往往是次要控制因素［38］;盡管玄武質(zhì)巖石的地球化學(xué)組成對示蹤地幔源區(qū)性質(zhì)及其形成的構(gòu)造環(huán)境具有比較明確的指示意義［4］，但大陸地殼或巖石圈的混染作用通常會導(dǎo)致大陸玄武質(zhì)巖石帶有島弧型信號［39］。研究表明，玄武質(zhì)巖石中Zr和Y的含量不會因大陸地殼或巖石圈的混染作用而發(fā)生改變，因而利用Zr/Y-Zr圖解可以判別大陸玄武巖和島弧玄武巖［39］。在滇中新元古代裂谷盆地中，比較典型的基性巖漿巖為武定羅茨地區(qū)澄江組玄武巖［31］。在康滇裂谷盆地北段，與之相當(dāng)?shù)氖翘K雄組玄武巖［4］，此外還存在一些基性巖脈群［2，3］。在 Zr/Y-Zr構(gòu)造判別圖解中，這些基性巖漿巖的Zr/Y比值明顯高于島弧玄武巖而落入板內(nèi)玄武巖范圍(圖6A)，暗示揚子西緣新元古代可能為陸內(nèi)裂谷盆地，而非弧后裂谷盆地。

圖5 滇中新元古代裂谷盆地演化模式綜合示意圖(據(jù)文獻(xiàn)［14］改繪)Fig.5 Sketch for evolution model of the Neoproterozoic rift basin in central Yunnan province(after reference［14］)

實際上，充填序列和沉積類型也不支持弧后裂谷盆地的觀點。如上所述，滇中新元古代裂谷盆地沉積充填可分為4個向上變細(xì)的序列:序列I由一系列分布局限的水下扇—深水饑餓沉積組成，發(fā)育少量凝灰?guī)r夾層，應(yīng)形成于裂谷幼年期一系列同向的小型半地塹盆地群;序列II以扇三角洲—湖泊沉積為主，局部地區(qū)發(fā)育堿性玄武巖，應(yīng)沉積于裂谷成熟期統(tǒng)一的大型半地塹盆地;序列III為典型的大陸冰川沉積，而序列IV為構(gòu)成裂谷蓋的潮坪沉積。形成鮮明對比的是，弧后裂谷盆地充填序列具有下粗上細(xì)的雙層結(jié)構(gòu)特征，島弧一側(cè)發(fā)育大量與深海濁流沉積共生的火山巖及火山碎屑巖，大陸一側(cè)則多發(fā)育淺海碳酸鹽沉積夾風(fēng)暴流沉積［41］。不難看出，上述滇中新元古代裂谷盆地的充填序列和沉積類型與弧后裂谷盆地存在較大差異，暗示其應(yīng)為陸內(nèi)裂谷盆地。

此外，滇中新元古代沉積充填的物源區(qū)特征也指示當(dāng)時不可能為弧后裂谷盆地。古流向恢復(fù)結(jié)果顯示，當(dāng)時區(qū)域范圍內(nèi)的古流向主體向東，表明沉積物源區(qū)應(yīng)主要位于盆地西緣(圖5)。一般認(rèn)為，陸相盆地礫巖成分可以較好地反映物源區(qū)的母巖性質(zhì)［42］。筆者通過對柳壩塘組、陸良組及澄江組底部洪沖積扇的礫巖組成進(jìn)行統(tǒng)計證實，其礫石成份以變質(zhì)砂巖、絹云板巖及石英巖為主，基本不見火山巖，尤其是弧后裂谷盆地中指示安第斯型巖漿島弧存在的安山質(zhì)火山巖。目前，碎屑沉積巖的地球化學(xué)特征已被廣泛應(yīng)用于制約其物源區(qū)物質(zhì)組成［43］。陸良組砂巖主量元素特征揭示其物源區(qū)主要由石英巖組成［44］，而澄江組細(xì)碎屑巖的微量—稀土元素特征則揭示其主要源自穩(wěn)定構(gòu)造型碎屑物源區(qū)(圖6B)，物源區(qū)構(gòu)造環(huán)境為被動大陸邊緣(圖6C，D)，二者基本不存在來自島弧源區(qū)的碎屑物質(zhì)。綜合上述證據(jù)，筆者認(rèn)為滇中新元古代裂谷盆地應(yīng)是陸內(nèi)裂谷盆地。

長期以來，關(guān)于華南新元古代裂谷盆地系統(tǒng)與Rodinia超大陸裂解的關(guān)系也一直存在較大爭議。持陸內(nèi)裂谷盆地觀點的學(xué)者認(rèn)為華南應(yīng)位于澳大利亞和勞倫大陸之間，即位于Rodinia超大陸的核心位置。隨著850 Ma超級地幔柱的上涌，全球范圍內(nèi)形成了一系列陸內(nèi)裂谷盆地，Rodinia超大陸開始其漫長的裂解過程［1～8，12，13，16］。與之相反，持弧后裂谷盆地觀點的學(xué)者則認(rèn)為華南可能位于Rodinia超大陸的邊緣位置或根本不是Rodinia超大陸的組成部分，這意味著華南新元古代裂谷盆地系統(tǒng)與Rodinia超大陸的裂解基本無關(guān)［9，10］。本文沉積學(xué)和盆地分析研究結(jié)果表明，滇中新元古代裂谷盆地的充填序列和演化模式與陸內(nèi)裂谷盆地基本吻合，而完全不同于弧后裂谷盆地。因此，筆者支持將華南置于Rodinia超大陸的核心位置，進(jìn)而認(rèn)為華南新元古代裂谷盆地系統(tǒng)應(yīng)是Rodinia超大陸裂解的產(chǎn)物。

圖6 A.揚子西緣典型新元古代基性巖漿巖構(gòu)造判別圖解(底圖據(jù)文獻(xiàn)［40］);B，C，D.滇中新元古代澄江組碎屑巖物源判別圖解(底圖據(jù)文獻(xiàn)［45，46］)注:地球化學(xué)數(shù)據(jù)來源:蘇雄組玄武巖據(jù)文獻(xiàn)［4］;澄江組玄武巖據(jù)熊國慶等待刊數(shù)據(jù);康定輝綠巖脈據(jù)文獻(xiàn)［2］;登相營輝綠巖脈據(jù)文獻(xiàn)［3］及筆者待刊數(shù)據(jù);澄江組碎屑巖據(jù)筆者待刊數(shù)據(jù)。Fig.6 A.Tectonic discrimination diagram for typical Neoproterozoic basic magmatite from the western Yangtze Block(based on reference［40］);B，C，D.Discrimination diagram for provenance of the Neoproterozoic Chengjiang Formation in central Yunnan province(based on reference［45，46］)

5 結(jié)論

(1)滇中新元古代裂谷盆地沉積充填自下而上可以劃分為4個序列，每個序列代表了裂谷盆地的不同發(fā)展階段。序列I代表裂谷幼年階段，序列II代表裂谷成熟發(fā)展階段，序列III代表開始向被動大陸邊緣盆地轉(zhuǎn)換的階段，序列IV則屬于裂谷蓋。

(2)滇中新元古代裂谷盆地幼年期分布范圍局限，沉降速度極快，為一系列同向的小型半地塹盆地群;成熟期沉積超覆范圍明顯擴大，沉降速度減緩，演變?yōu)橐粋€統(tǒng)一的大型半地塹盆地，實質(zhì)上屬于一個上疊滑脫盆地。

(3)滇中新元古代裂谷盆地的充填序列和沉積類型與弧后裂谷盆地存在較大差異，同時其沉積物源區(qū)也與安第斯型巖漿島弧帶基本無關(guān)。結(jié)合區(qū)域典型基性巖漿巖的地球化學(xué)特征，本文將滇中新元古代裂谷盆地解釋為陸內(nèi)裂谷盆地，應(yīng)是Rodinia超大陸裂解的產(chǎn)物。

致謝 本文部分內(nèi)容曾在“中國礦物巖石地球化學(xué)學(xué)會第八次全國會員代表大會暨第14屆學(xué)術(shù)年會”(南京，2013年4月22日～25日)分會場“沉積學(xué)與盆地結(jié)構(gòu)”宣讀，林暢松教授和李忠研究員提出指導(dǎo)意見；“第五屆全國沉積學(xué)大會”(杭州，2013年10月17日～19日)分會場“沉積盆地分析與模擬”與會專家提出建設(shè)性意見。謹(jǐn)致謝忱。

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