鄧　奇， 王　劍*， 汪正江 崔曉莊， 施美鳳杜秋定， 馬　龍 廖世勇 任光明

江南造山帶新元古代中期（830～750 Ma）巖漿活動(dòng)及對(duì)構(gòu)造演化的制約

鄧奇1，2， 王劍1，2*， 汪正江1， 崔曉莊1，2， 施美鳳1，杜秋定1，2， 馬龍1， 廖世勇1， 任光明1

（1.中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局 成都地質(zhì)調(diào)查中心， 四川 成都 610081； 2.國(guó)土資源部 沉積盆地與油氣資源重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，四川 成都 610081）

連接揚(yáng)子地塊和華夏地塊的江南造山帶是華南前寒武紀(jì)最重要的構(gòu)造單元， 其形成和演化長(zhǎng)期以來備受關(guān)注。在江南造山帶的范圍內(nèi)廣泛發(fā)育了新元古代巖漿巖， 它們是探討江南造山帶構(gòu)造演化的重要對(duì)象， 但其成因和形成的構(gòu)造背景卻備受爭(zhēng)論。本文系統(tǒng)收集和分析了江南造山帶830～820 Ma花崗巖、800～780 Ma酸性巖和800～750 Ma基性巖的地球化學(xué)數(shù)據(jù)。研究表明， 不同時(shí)間段的巖石成因類型存在系統(tǒng)差異， 830～820 Ma的花崗巖主要為S型花崗巖， 800～780 Ma的酸性巖主要為A型酸性巖， 而800～750 Ma的基性巖以拉斑系列和堿性系列為主， 并在構(gòu)造判別圖中顯示了板內(nèi)玄武巖（WPB）和洋中脊玄武巖（MORB）的特征。綜合同位素年代學(xué)、巖石地球化學(xué)和沉積學(xué)等學(xué)科領(lǐng)域的研究成果我們認(rèn)為： 揚(yáng)子北緣和西緣應(yīng)先于東南緣在1000～900 Ma期間發(fā)生碰撞， 而此時(shí)的東南緣仍為活動(dòng)大陸邊緣； 直到～830 Ma， 揚(yáng)子地塊與華夏地塊沿江南造山帶發(fā)生拼貼， 但只是陸ˉ弧ˉ（微）陸之間的“軟碰撞”， 而無山脈隆升和高級(jí)變質(zhì)作用， 各個(gè)塊體之間處于“聯(lián)而不合”的狀態(tài)， 大洋巖石圈拆沉之后的軟流圈上涌和由拆沉所引起的拉張作用導(dǎo)致了上覆巖石圈和陸殼發(fā)生部分熔融， 產(chǎn)生了江南造山帶830～820 Ma的S型花崗巖； 隨著全球Rodinia超大陸的裂解， ～820 Ma， 華南裂谷盆地開啟， 并在隨后的裂解過程中發(fā)育了大量與伸展有關(guān)的800～780 Ma A型酸性巖和基性巖脈/墻， 而其明顯高于同時(shí)代MORB源區(qū)的地幔潛能溫度顯示， 導(dǎo)致 Rodina 超大陸裂解的地幔柱可能對(duì)該時(shí)期巖漿巖的地幔源區(qū)有一定影響； 隨著拉張作用的不斷加強(qiáng)， 出現(xiàn)了760～750 Ma堿性系列和具M(jìn)ORB特征的基性巖， 此時(shí)的軟流圈地幔既提供熱量又有物質(zhì)供應(yīng)。

新元古代中期； S型花崗巖； A型酸性巖； 基性巖； 軟碰撞； 江南造山帶； 華南

0 引 言

華南由揚(yáng)子地塊和華夏地塊構(gòu)成， 是Rodinia超大陸的重要組成部分（Li et al.， 1995， 1999， 2008a，2014； Wang and Li， 2003； 陸松年等， 2004； Zhou et al.， 2006a； Ernst et al.， 2008； Zheng et al.， 2008； Zhao and Cawood， 2012； Zhao and Guo， 2012； Wang et al.，2013a， 2015a， 2015b； Zhao， 2015）， 被認(rèn)為保存了全球最完整的新元古代與 Rodinia超大陸早期裂解相關(guān)的巖漿活動(dòng)和沉積記錄（Wang and Li， 2003； Li et al.， 2008a， 2008b； Wang et al.， 2008a； Deng et al.， 2013；Wang et al.， 2015a）， 是該時(shí)期地質(zhì)研究的重要載體。

連接揚(yáng)子地塊和華夏地塊的江南造山帶由于處于特殊的構(gòu)造部位， 成為華南前寒武紀(jì)最重要的構(gòu)造單元， 其形成和演化長(zhǎng)期以來備受關(guān)注（Wang and Li， 2003； Wang et al.， 2004， 2006， 2007a， 2010； 2012a，2013b， 2014， 2015a； Li et al.， 2007， 2008b， 2008c，2008d， 2009， 2010b； Zheng et al.， 2008； Zhou et al.，2009； 高林志等， 2009； 薛懷民等， 2010； 王自強(qiáng)等，2012； Zhao， 2015）。主要體現(xiàn)在以下兩個(gè)方面： 一是地塊拼合時(shí)限， 二是之后的新元古代巖漿巖形成的構(gòu)造背景及其動(dòng)力學(xué)機(jī)制。

自“格林威爾運(yùn)動(dòng)（Grenvillian）”全球構(gòu)造體系引入中國(guó)后， 一些學(xué)者將江南造山帶與格林威爾造山帶相對(duì)比， 認(rèn)為形成江南造山帶的造山運(yùn)動(dòng)與格林威爾運(yùn)動(dòng)同期（Li et al.， 1995， 2002a； 李江海和穆劍，1999）， 發(fā)生于1100～900 Ma（Li et al.， 2007， 2008a）。然而， 隨著LA-ICP-MS和離子探針技術(shù)的廣泛應(yīng)用，江南造山帶860 Ma左右的碎屑鋯石被報(bào)道（Wang et al.， 2007a）， 使部分學(xué)者對(duì)江南造山帶屬格林威爾期造山帶這一觀點(diǎn)產(chǎn)生了質(zhì)疑（Wang et al.， 2007a； 周金城， 2008）， 他們認(rèn)為揚(yáng)子與華夏的碰撞、拼合發(fā)生在860～800 Ma之間（如： ～830 Ma， Zhao et al.， 2011；860～820 Ma， Wang et al.， 2007a； 825～815 Ma， Zhao and Cawood， 2012； 830～800 Ma， Wang et al.， 2013b，2014）， 晚于全球格林威爾造山期（1300～900 Ma， Li et al.， 2008a）。

隨著大量高精度同位素年代學(xué)數(shù)據(jù)的獲得， 揚(yáng)子與華夏拼合形成江南造山帶的時(shí)限已得到了較好的約束， 但之后的新元古代巖漿巖成因和形成的構(gòu)造背景卻存在激烈爭(zhēng)論（Li et al.， 2002b， 2003a，2008b， 2008c； Wang and Li， 2003； Zhou et al.， 2006a；Zheng et al.， 2008； Zhao et al.， 2011； Wang et al.，2012a）。目前， 對(duì)于華南廣泛分布的新元古代巖漿巖的成因及其形成的構(gòu)造背景存在多種解釋， 其中最具代表性的有三種： 地幔柱-裂谷模式（Li et al.，2002a， 2002b， 2003a， 2003b， 2008a； Wang et al.，2007b， 2008a）、板片-島弧模式（Zhou et al.， 2002a，2002b， 2006a， 2006b； Zhao et al.， 2011）和板塊-裂谷模式（Zheng et al.， 2007， 2008）。而針對(duì)江南造山帶，還有學(xué)者提出了雙向俯沖-大洋板片下沉模式（Zhao，2015）和俯沖+地幔柱模式（Zhang et al.， 2013）。因此，有必要對(duì)這些巖漿巖進(jìn)行更系統(tǒng)、更深入的研究。

眾所周知， 由于受到源區(qū)性質(zhì)、巖漿的形成和演化等多種因素影響， 花崗巖的成因類型與構(gòu)造背景并非一一對(duì)應(yīng)關(guān)系， 但如果在一個(gè)特定的時(shí)間和區(qū)域內(nèi)， 某一類型的花崗巖占主導(dǎo)地位， 顯然對(duì)構(gòu)造背景有一定的指示意義。而直接源于地幔的基性巖漿， 特別是能夠代表巖漿成分的玄武巖和一些快速冷卻的基性巖脈或巖席， 其地球化學(xué)特征和同位素對(duì)不同構(gòu)造環(huán)境變化的指示很敏感， 是判別巖漿成因與構(gòu)造環(huán)境比較好的對(duì)象。

隨著江南造山帶新元古代演化歷史研究的深入，一些關(guān)鍵的地質(zhì)問題逐漸顯露， 迫切需要從整體角度來考察江南造山帶新元古代的構(gòu)造演化， 而非僅僅局限于某一“熱點(diǎn)”地區(qū)。鑒于此， 本文系統(tǒng)收集和分析了江南造山帶830～820 Ma花崗巖、800～ 780 Ma酸性巖和800～750 Ma基性巖的地球化學(xué)數(shù)據(jù)， 并結(jié)合華南同期巖漿巖特征， 重點(diǎn)探討江南造山帶新元古代中期巖漿巖形成的構(gòu)造背景及其動(dòng)力學(xué)機(jī)制。

1　區(qū)域地質(zhì)概況

江南造山帶曾被稱為“江南古陸”、“江南地塊”、“江南地軸”、“江南地背斜”和“江南古島弧帶”（黃汲清， 1954； 郭令智等， 1963， 1996）， 主要由新元古代變火山-沉積巖系、新元古代花崗巖和少量鎂鐵質(zhì)巖組成， 呈弧形跨越桂北、黔東、湘西、湘東北、贛北、皖南和浙北等地區(qū)， 長(zhǎng)約1500 km， 寬約200 km （王劍等， 2001； 薛懷民等， 2010； 周金城等， 2014）（圖1）。這套前寒武紀(jì)地質(zhì)單元被區(qū)域不整合面分為上下兩個(gè)次級(jí)單元： 其中下部單元變質(zhì)程度較弱， 變形較強(qiáng)，在不同的省份分別稱為四堡群、梵凈山群、冷家溪群、雙橋山群、上溪（溪口）群和雙溪塢群。已發(fā)表數(shù)據(jù)表明， 四堡群、梵凈山群、冷家溪群、雙橋山群和上溪群的形成時(shí)限較為接近， 如四堡群為860～824 Ma（Wang et al.， 2007a； Yang et al.， 2015）、梵凈山群為872～828 Ma（Zhou et al.， 2009； 周金城等，2014）、冷家溪群為879～823 Ma、雙橋山群為879～828 Ma、上溪群為866～826 Ma（周金城等， 2014）， 而雙溪塢群形成于926～890 Ma（Li et al.， 2009）； 上部單元變質(zhì)變形程度均較弱， 對(duì)應(yīng)上述下部單元的名稱分別為丹洲群、下江群、板溪群（湘中為高澗群）、登山群、歷口群和河上鎮(zhèn)群， 主體形成于 820～715 Ma（Wang and Li， 2003； Du et al.， 2013； Lan et al.， 2014，2015； 汪正江等， 2015）（圖1、6）， 沉積序列上反映了由陸變海、由淺海變深海的演化特征（王劍等， 2001；Wang and Li， 2003）。

在江南造山帶的范圍內(nèi)， 廣泛發(fā)育了新元古代巖漿巖， 它們是探討江南造山帶構(gòu)造演化的重要對(duì)象。近年來， 隨著觀察研究的深入和分析技術(shù)的進(jìn)步， 江南造山帶中發(fā)育的巖漿巖基本都有了比較可信的年代學(xué)數(shù)據(jù)。從出露的范圍（圖1）和歸納的高精度年代學(xué)資料（表1）可以看出， 江南造山帶發(fā)育的巖漿巖具有以下兩個(gè)特征： 一是主要發(fā)育于新元古代中期， 即 830～750 Ma； 二是以酸性巖漿巖為主， 且主要集中在830～820 Ma和800～780 Ma這兩個(gè)時(shí)間段， 不同時(shí)間段的巖石成因類型存在系統(tǒng)差異。下面， 我們將按時(shí)間段系統(tǒng)梳理巖漿巖的類型和成因，這對(duì)全面理解江南造山帶乃至整個(gè)華南新元古代的構(gòu)造演化歷史有重要幫助。

圖1　華南前寒武紀(jì)巖石分布圖（據(jù)Zhao and Cawood， 2012改編）Fig.1 Geological map showing the distribution of Precambrian rocks in South China

表1　江南造山帶新元古代巖漿巖鋯石U-Pb年齡統(tǒng)計(jì)表Table 1 Compilation of zircon U-Pb ages of the Neoproterozoic igneous rocks from the Jiangnan Orogen

續(xù)表1：

續(xù)表1：

2　830～820 Ma S型花崗巖

830～820 Ma 花崗巖廣泛分布于江南造山帶內(nèi)，這些花崗巖大多以含堇青石或白云母為特征。包括桂北的寨滾巖體、本洞巖體、峒馬巖體、三防巖體、元寶山巖體（Li， 1999； Wang et al.， 2006）， 主要分為淺色含白云母花崗巖和花崗閃長(zhǎng)巖兩種類型?；◢忛W長(zhǎng)巖貧Si， K和Rb， 富Ca， Fe， Mg， Sr和Ba， 淡色花崗巖具更顯著的負(fù)Eu異常（邱檢生等， 2002； 周金城等， 2005）。黔東北的梵凈山巖體（Zhao et al.， 2011；高林志等， 2011a； 王敏等， 2011）， 黔東南的摩天嶺巖體（曾雯等， 2005； 高林志等， 2010）， 分別以白崗巖和黑云母花崗巖為主； 湘東北的張邦源巖體、羅里巖體、渭洞巖體、葛藤嶺巖體、張坊巖體（馬鐵球等， 2009； 柏道遠(yuǎn)等 2009）， 主要為含堇青石或白云母的花崗閃長(zhǎng)巖和含白云母的花崗巖； 贛北的九嶺巖體（Li et al.， 2003a）和皖南的許村巖體、歙縣巖體、休寧巖體（Li et al.， 2003a； Wu et al.， 2006； 薛懷民等，2010）， 主體為含堇青石的黑云母花崗閃長(zhǎng)巖。

筆者系統(tǒng)收集了上述花崗類巖體的 114個(gè)地球化學(xué)數(shù)據(jù)， 由圖 2可以看出， 只有少數(shù)樣品的鋁飽和指數(shù)（A/CNK）值在 1左右， 指示為過鋁質(zhì)或準(zhǔn)鋁質(zhì)， 絕大多數(shù)樣品的 A/CNK值均≥1.10， 平均值為1.27， 顯示為強(qiáng)過鋁質(zhì)， 與普遍出現(xiàn)堇青石或白云母等指示礦物一致， 表明樣品處于鋁過飽和狀態(tài)，具S型花崗巖的特點(diǎn)。

值得一提的是， 湘東北長(zhǎng)三背和大圍山巖體也為 S型花崗巖， 但其成巖年齡值得商榷。王孝磊等（2004）利用單顆粒鋯石蒸發(fā)法測(cè)得長(zhǎng)三背巖體的鋯石207Pb/206Pb年齡分別為 745±4 Ma、789±2 Ma、929±6 Ma和2491±2 Ma， 并將929±6 Ma解釋為巖體的成巖年齡。單顆粒鋯石蒸發(fā)法對(duì)鋯石顆粒的結(jié)構(gòu)和純度要求很高， 由于王孝磊等（2004）測(cè)得的年齡數(shù)據(jù)較為分散， 且同為侵入冷家溪群、巖性相似的葛藤嶺巖體的鋯石U-Pb年齡為833±8 Ma（馬鐵球等未發(fā)表數(shù)據(jù)， 轉(zhuǎn)引自柏道遠(yuǎn)等， 2011）。因此本文推測(cè)，湘東北長(zhǎng)三背和大圍山S型花崗質(zhì)巖石的年齡可能為830～820 Ma， 但這需要進(jìn)一步年代學(xué)工作的驗(yàn)證。

圖2　江南造山帶830～820 Ma 花崗巖A/CNK-A/NK圖（底圖據(jù)Maniar and Piccoli， 1989）Fig.2 A/CNK vs. A/NK plot showing the aluminous nature of the 830～820 Ma granites in the Jiangnan Orogen

關(guān)于上述 S型花崗巖的成因有兩種觀點(diǎn)： 一種觀點(diǎn)認(rèn)為是碰撞后的造山帶垮塌、軟流圈巖漿上升而導(dǎo)致的地殼巖石的部分熔融（王孝磊等， 2006）； 另一種觀點(diǎn)則認(rèn)為是由地幔柱引起的大規(guī)模地殼深熔（Li et al.， 2003a）。其源區(qū)均認(rèn)為來自四堡群及其相當(dāng)層位的變質(zhì)沉積巖（Li et al.， 2003a； 王孝磊等，2006）。這兩種觀點(diǎn)爭(zhēng)論的關(guān)鍵是對(duì)冷家溪群（及相當(dāng)?shù)貙樱┡c板溪群（及相當(dāng)?shù)貙樱┲g不整合面的性質(zhì)有不同認(rèn)識(shí)， 即造山與非造山。最近， Yang et al.（2015）對(duì)四堡群魚西組下部、中部和丹洲群白竹組底部沉積巖的碎屑鋯石進(jìn)行了原位U-Pb和Hf-O同位素分析， 發(fā)現(xiàn)魚西組中部和白竹組底部樣品碎屑鋯石的年齡譜及Hf-O同位素特征非常相似， 認(rèn)為它們的沉積物源相同， 其之間的不整合面和 830～820 Ma 的巖漿活動(dòng)均與～825 Ma地幔柱有關(guān)， 并非造山所致，并結(jié)合～850 Ma珍珠山雙峰式火山巖（Li et al.，2010b）、港邊堿性雜巖（Li et al.， 2010a）和～850 Ma出現(xiàn)低δ18O值鋯石， 認(rèn)為華南新元古代裂谷盆地始于～850 Ma。筆者認(rèn)為不能排除這種解釋的可能性， 但需要更多證據(jù)和更加深入對(duì)這個(gè)不整合面的性質(zhì)進(jìn)行研究， 如除四堡群和丹洲群之外的不整合面上下同期地層的沉積環(huán)境、盆地屬性等方面的研究。

研究認(rèn)為， S型花崗巖主要形成于碰撞-后碰撞階段（Pearce et al.， 1984； Williamson et al.， 1996；Sylvester， 1998； Barbarin， 1999； Kalsbeek et al.， 2001），雖然 S型花崗巖可以由不同的動(dòng)力學(xué)機(jī)制所致， 但從揚(yáng)子與華夏塊體的性質(zhì)、冷家溪群及其相當(dāng)?shù)貙拥淖冑|(zhì)變形程度和野外地質(zhì)關(guān)系（如侵入到發(fā)生緊密褶皺的冷家溪群中）來看， 目前江南造山帶 830～820 Ma 的S型花崗巖可能用陸-弧-（微）陸之間“軟碰撞”后的拉張垮塌解釋更為合理（具體討論見下文）。

3　800～780 Ma A型酸性巖

與 830～820 Ma S型花崗巖不同， 江南造山帶800～780 Ma 的花崗巖主要分布于東段， 且伴隨大量同期的酸性火山巖（表1）。侵入巖類以浙皖贛交界的靈山及蓮花山巖體、浙西的白際山巖體和浙北的道林山巖體為代表， 主要巖性為鉀長(zhǎng)花崗巖和花崗斑巖； 火山巖以皖南歷口群井潭組酸性火山巖、浙北上墅組酸性火山巖和浙西北虹赤村組中酸性火山巖為代表， 巖性主要為流紋斑巖和流紋巖。

從筆者收集的上述巖漿巖的地球化學(xué)數(shù)據(jù)來看，它們與 A型花崗巖的特征相似， 但因有部分樣品的A/CNK值＞1.0， 顯示為過鋁質(zhì)， 因此既有鋁質(zhì)A型酸性巖， 又有傳統(tǒng)意義上的堿性A型酸性巖?？傮w上， 樣品普遍高SiO2、高FeOT/（FeOT+MgO）比值、低Al2O3、MgO、CaO、MnO和P2O5， 部分富堿； 微量元素中富集Ga、Th、Nb、Zr、Y、REE， 貧Sr、P、Ti、Ba； 稀土元素總量較高， 輕稀土較富集， 重稀土平坦， 輕重稀土之間分異較弱， 并表現(xiàn)出強(qiáng)烈的負(fù)Eu異常。

10000×Ga/Al＞2.6和Zr+Nb+Ce+Y＞350 μg/g是A型花崗巖最有效的判別標(biāo)準(zhǔn)（Whalen et al.， 1987；吳福元等， 2007）。從10000×Ga/Al-（Zr+Nb+Ce+Y）圖中可以看出， 除極個(gè)別例外， 絕大部分樣品落在 A型花崗巖的范圍內(nèi)（圖3a）。而A型花崗巖和高分異I、S型花崗巖在地球化學(xué)特征上有很多相似之處，可導(dǎo)致上述判別圖解的失效， 因此要排除高分異I、S型花崗巖的可能性， 才能判定其為 A型花崗巖。相對(duì)于A型花崗巖， S型花崗巖具有更高的P2O5和更低的Na2O， 特別是隨著S型花崗巖分異程度的增加， P2O5的含量也增加（King et al.， 1997； Chappell，1999）。相比高分異的S型花崗巖， 800～780 Ma 的酸性巖具有低得多的P2O5（絕大多數(shù)在0.01%～0.07%之間， 平均值為0.033%）， 可排除高分異S型花崗巖的可能。王強(qiáng)等（2000）通過對(duì)桐柏-大別造山帶燕山晚期的過堿性和鋁質(zhì)A型花崗巖的研究提出， A型花崗巖的全鐵含量一般較高（＞1.00%）， 而高分異I型花崗巖一般較低（＜1.00%）。在筆者收集的樣品中， 絕大多數(shù)樣品的全鐵含量＞1.00%（0.72%～6.06%）， 平均值為2.64%， 顯示出與高分異I型花崗巖不同的特征。

A型花崗巖具有比I、S型花崗巖更高的鋯石飽和溫度。根據(jù)Watson and Harrison（1983）的計(jì)算公式，筆者系統(tǒng)計(jì)算了江南造山帶 800～780 Ma酸性巖和830～820 Ma S型花崗巖樣品的鋯石飽和溫度。在Zr-鋯石飽和溫度圖中（圖4）， 830～820 Ma S型花崗巖樣品的鋯石飽和溫度絕大多數(shù)在 830 ℃以下， 最小值僅為603 ℃， 平均值為779 ℃； 而800～780 Ma樣品的鋯石飽和溫度絕大多數(shù)在 800 ℃以上， 最大值高達(dá)1054 ℃， 平均值為879 ℃， 遠(yuǎn)高于上述S型花崗巖和 King et al.（1997）計(jì)算的高分異 I型花崗巖764 ℃的鋯石飽和溫度， 屬A型花崗巖。值得一提的是， 盡管上述800～780 Ma酸性巖的類型已經(jīng)明確， 但個(gè)別巖體的形成時(shí)代還存在爭(zhēng)議。例如， 薛懷民等（2010）報(bào)道的靈山巖體和蓮花山巖體的年齡分別為823±18 Ma和814±26 Ma， 因此有學(xué)者認(rèn)為其形成于 830～820 Ma（王自強(qiáng)等，2012）。然而， 薛懷民等（2010）所用的兩個(gè)巖體的年齡均為上交點(diǎn)年齡， 且誤差較大。另外， Zheng et al.（2008）報(bào)道的蓮花山巖體的年齡為～780 Ma， 而筆者未發(fā)表的蓮花山及靈山巖體的年齡分別為 792.8± 3.1 Ma和791.6±3.9 Ma（鄧奇等， 待刊數(shù)據(jù)）。因此，蓮花山和靈山巖體應(yīng)為800～780 Ma期間巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物。

圖3　江南造山帶800～780 Ma酸性巖10000×Ga/Al-（Zr+Nb+Ce+Y）圖解（a， 底圖據(jù)Whalen et al.， 1987）和Nb-Y-Ce圖解（b， 底圖據(jù)Eby， 1992）Fig.3 10000×Ga/Al vs. Zr+Nb+Ce+Y （a） and Nb-Y-Ce （b） plots of acid rocks of 800～780 Ma in the Jiangnan Orogen

圖4　江南造山帶800～780 Ma A型酸性巖和830～820 Ma S型花崗巖Zr-鋯石飽和溫度圖Fig.4 Zr vs. zircon saturated temperature plot of the 800～780 Ma acid rocks and 830～820 Ma granites in the Jiangnan Orogen

A型花崗巖的成因問題爭(zhēng)論激烈， 迄今為止提出的模式多種多樣（Collins et al.， 1982； Whalen et al.，1987； Eby， 1992； King et al.， 1997； Barbarin， 1999；Wu et al.， 2002； Yang et al.， 2006）， 但歸結(jié)起來主要有以下 3種： （1）幔源玄武質(zhì)巖漿的直接分離結(jié)晶；（2）幔源巖漿和殼源巖漿的混合； （3）地殼物質(zhì)的部分熔融。應(yīng)該指出， 由于這類巖石在形成過程中較為復(fù)雜， 任何單一的成因模式恐難以合理解釋其成因。目前， 多數(shù)學(xué)者認(rèn)為， A型花崗巖是以地殼物質(zhì)的部分熔融為主， 多種物質(zhì)來源和過程共同作用的結(jié)果。800～780 Ma A型酸性巖有正的鋯石εHf（t）值和全巖εNd（t）值， 如Li et al.（2008b）報(bào)道的浙北道林山和上墅長(zhǎng)英質(zhì)巖石的εNd（t）值為4.5～7.0； Zheng et al. （2008）報(bào)道的皖南歷口群井潭組英安巖和蓮花山花崗巖的鋯石 εHf（t）值分別為 1.1～6.8和 4.4～7.8；Wang et al. （2010）報(bào)道的道林山花崗巖的鋯石εHf（t）值和全巖εNd（t）值分別為6.7～17.4和3.6～6.2， 因此筆者認(rèn)為， 它們最有可能來源于早期初生地殼的部分熔融。

目前幾乎所有的研究都認(rèn)為， A型花崗巖的形成與伸展的構(gòu)造背景有關(guān)， 是判斷伸展背景的重要巖石學(xué)標(biāo)志， 因?yàn)樵擃愋突◢弾r所要求的較高溫度條件和較淺的巖漿形成深度大多只有在這一背景下才能得到滿足（吳福元等， 2007）。根據(jù)Eby（1992）的A型花崗巖構(gòu)造判別圖解， 江南造山帶800～780 Ma A型酸性巖毫無例外地都投在了A2的范圍（圖3b）， 表示其形成于后碰撞或后造山的伸展環(huán)境。另外， 整個(gè)華南在 800～780 Ma期間多處都發(fā)育與伸展有關(guān)的玄武巖或基性巖脈（墻）， 如江南造山帶贛東北上墅組802±8 Ma玄武巖（Wang et al.， 2012a）、景德鎮(zhèn)經(jīng)公橋801±4 Ma輝長(zhǎng)巖（Wang et al.， 2008c）， 揚(yáng)子北緣宜昌曉峰802±10 Ma基性巖墻（Li et al.， 2004），揚(yáng)子西緣蘇雄組803±12 Ma OIB型堿性玄武巖（Li et al.， 2002b）、同德～800 Ma苦橄質(zhì)基性巖（Li et al.，2010c）、喜德地區(qū)800～780 Ma輝綠巖脈（任光明等，2013； 崔曉莊等， 待刊數(shù)據(jù)）和康定瓦斯溝～780 Ma基性巖墻（林廣春等， 2006）。因此我們認(rèn)為， 該時(shí)期江南造山帶以伸展構(gòu)造體制為主。

4　800～750 Ma基性巖

前兩個(gè)章節(jié)筆者分別討論了江南造山帶 830～820 Ma花崗巖和800～780 Ma 酸性巖的巖石類型、成因和構(gòu)造背景， 但其產(chǎn)出的伸展構(gòu)造環(huán)境仍有兩種可能： 一是后碰撞（揚(yáng)子與華夏）伸展-陸內(nèi)裂谷，二是后碰撞（揚(yáng)子與華夏）伸展-弧后裂谷。因此， 江南造山帶800～750 Ma基性巖（其地球化學(xué)特征能較好反映其產(chǎn)出的構(gòu)造背景）的性質(zhì)顯得尤為關(guān)鍵， 有必要對(duì)其進(jìn)行較為系統(tǒng)的研究與總結(jié)。

本文收集的基性巖數(shù)據(jù)有桂北～760 Ma基性巖（葛文春等， 2000； Zhou et al.， 2004， 2007）、湘西760～750 Ma基性巖（Wang et al.， 2004； Zhou et al.， 2007；Wang et al.， 2008b）、贛東北景德鎮(zhèn)經(jīng)公橋801±4 Ma輝長(zhǎng)巖（Wang et al.， 2008c）、浙北和贛東北800～790 Ma上墅組基性巖（Li et al.， 2008b； Wang et al.，2012a）、石耳山～790 Ma基性巖（Wang et al.， 2012a）、皖南鋪嶺組～760 Ma玄武巖（Wang et al.， 2012a）、皖南許村～800 Ma輝綠巖（Wang et al.， 2012a）、浙北道林山～790 Ma輝綠巖（Li et al.， 2008b）。由于篇幅有限，上述基性巖的主微量元素地球化學(xué)特征不做詳細(xì)描述（可見相應(yīng)參考文獻(xiàn)）， 筆者利用幾個(gè)重要參數(shù)，對(duì)其巖石類型、構(gòu)造環(huán)境和巖石成因進(jìn)行探討。

在收集的樣品中， 湘西黔陽、古丈和安江 760～750 Ma基性巖具有高的Nb/Y比值（0.88～3.06）， 在堿性玄武巖區(qū)域內(nèi)， 其余樣品的Nb/Y比值較低（0.04～0.67）， 落在亞堿性玄武巖區(qū)域（圖略）。在 SiO2-FeOT/MgO圖（圖5a）中， 大部分樣品都投于拉斑系列的區(qū)域內(nèi)。在Zr-Zr/Y構(gòu)造判別圖（圖5b）中， 大部分樣品的Zr/Y值為3.4～14.9， 明顯高于島弧玄武巖而落在板內(nèi)玄武巖的范圍， 部分樣品投于洋中脊玄武巖的區(qū)域內(nèi)（均為～760 Ma拉斑系列）， 只有個(gè)別樣品的Zr/Y值低而具島弧玄武巖的特征。在Zr-TiO2圖解（圖5c）中也有類似的情況， 800～790 Ma的基性巖樣品多投在WPB范圍內(nèi)， 760～750 Ma的基性巖除了堿性系列樣品（落于WPB）外， 多數(shù)落在MORB玄武巖的范圍內(nèi)， 而均未表現(xiàn)出島弧玄武巖的特征。在Ti-V相關(guān)圖（圖5d）上， 除了2個(gè)樣品的Ti/V值＜20（13.0和19.5）， 其余樣品的Ti/V值（20.1～344.3）均＞20，明顯高于島弧玄武巖。

可以看出， 江南造山帶800～750 Ma的基性巖以拉斑系列和堿性系列為主。在構(gòu)造判別圖中， 800～790 Ma的基性巖以具有板內(nèi)玄武巖特征為主， 而760～750 Ma的基性巖則分為兩類： 堿性巖具板內(nèi)玄武巖特征， 亞堿性系列的樣品多投入MORB區(qū)（圖5b、c）， 體現(xiàn)了從 800 Ma至 750 Ma， 基性巖由板內(nèi)玄武巖特征向MORB特征轉(zhuǎn)變的趨勢(shì)， 可能代表著該時(shí)期南華盆地的伸展程度在逐漸增強(qiáng)， 這也與沉積學(xué)的研究結(jié)果相吻合（Wang and Li， 2003）， 即該時(shí)期沉積超覆的范圍不斷增大， 沉積環(huán)境的水體不斷加深。

玄武質(zhì)巖漿主要存在大陸巖石圈地幔和軟流圈地幔兩種源區(qū)。Fitton et al. （1988）對(duì)美國(guó)西部地區(qū)玄武巖的研究表明， 來自巖石圈地幔的玄武質(zhì)巖漿的La/Nb＞1.5， 而軟流圈地幔來源的巖漿的La/Nb＜1.5。Turner and Hawkesworth （1995）對(duì)全球大陸溢流玄武巖的統(tǒng)計(jì)研究顯示， 玄武質(zhì)巖漿的 CaO/Al2O3比值在MgO為8%～5%之間變化很小， 而由于受是否經(jīng)歷早期熔體抽取的影響， 來自大陸巖石圈地幔玄武巖的CaO/Al2O3比值通常較?。ǎ?.7）， 而軟流圈地幔來源玄武巖的CaO/Al2O3比值較高（＞0.7）。本次收集的基性巖有如下特點(diǎn)： 幾乎所有800～790 Ma基性巖的La/Nb和CaO/Al2O3（在條件范圍內(nèi)）比值均顯示巖石圈地幔來源的特征（即 CaO/Al2O3＜0.7， La/Nb＞1.5），而 760～750 Ma基性巖既有巖石圈地幔來源的特征，又有軟流圈地幔來源的特征。此外， La/Ta比值也是判斷玄武質(zhì)巖漿的微量元素指標(biāo)（Thompson and Morrison，1988； Leat et al.， 1988）， 此次收集樣品的La/Ta比值也反映出了與上述參數(shù)相似的特點(diǎn)， 即 800～790 Ma的基性巖 La/Ta＞22， 均值為 43.5， 體現(xiàn)巖石圈地幔來源的特征， 而 760～750 Ma基性巖為巖石圈地幔和軟流圈地幔雙重來源。

圖5　江南造山帶800～750 Ma基性巖SiO2-FeOT/MgO圖解（a， 底圖據(jù) Miyashiro， 1974）； Zr-Zr/Y判別圖（b， 底圖據(jù)Pearce and Norry， 1979）； Zr-TiO2判別圖（c）和Ti-V判別圖（d， 底圖據(jù)Shervais， 1982）Fig.5 SiO2vs. FeOT/MgO （a）， Zr vs. Zr/Y （b）， Zr vs. TiO2（c） and Ti vs. V （d） discrimination diagrams for the basic rocks of 800～750 Ma in the Jiangnan Orogen

鋯石 εHf（t）值和全巖 εNd（t）值是反映巖漿幔源屬性的重要指標(biāo)， 江南造山帶800～750 Ma基性巖的鋯石 εHf（t）值和全巖 εNd（t）值多為正值， 表明這個(gè)時(shí)期的巖漿作用應(yīng)以新生地幔物質(zhì)的加入為主。Zheng et al. （2007）通過對(duì)華南～825 Ma和760～750 Ma的兩期花崗質(zhì)巖石的Hf-O同位素研究發(fā)現(xiàn)， 在～825 Ma巖漿作用時(shí)只有軟流圈地幔的熱量供應(yīng)， 而在 760～750 Ma時(shí)既有地幔熱量又有地幔物質(zhì)供應(yīng)， 這與上述討論的基性巖隨著時(shí)間的變化， 其反映的構(gòu)造背景和幔源屬性的變化趨勢(shì)是相似的。

5　構(gòu)造演化過程

江南造山帶新元古代巖漿巖的時(shí)空格架和地球化學(xué)特征， 可為江南造山帶新元古代的構(gòu)造屬性提供有效制約， 對(duì)其進(jìn)行系統(tǒng)的研究， 是探討構(gòu)造環(huán)境、反演構(gòu)造演化過程的重要手段。但由于該時(shí)期巖漿巖的復(fù)雜性與多樣性， 近些年雖取得了不少成果， 但仍存在較大爭(zhēng)論。究竟這些巖漿巖是產(chǎn)于由地幔柱或后造山垮塌作用所導(dǎo)致的陸內(nèi)裂谷盆地， 還是產(chǎn)于由洋殼長(zhǎng)期俯沖引起的弧后盆地是爭(zhēng)論的焦點(diǎn)（Wang and Li，2003； Zhou et al.， 2006a； Li et al.， 2008a， 2008b； Zheng et al.， 2008； Zhao et al.， 2011； Wang et al.， 2012a）。

通過全面地綜合巖石地球化學(xué)和區(qū)域地質(zhì)特征，我們認(rèn)為江南造山帶 830～750 Ma巖漿巖主要形成于陸內(nèi)裂谷盆地而非弧后裂谷盆地。理由如下： （1）江南造山帶 800～750 Ma基性巖在不同的構(gòu)造判別圖中均以落在板內(nèi)玄武巖的范圍為主， 部分樣品投于洋中脊玄武巖的區(qū)域內(nèi)； （2）不僅僅是筆者收集的基性巖數(shù)據(jù)， 整個(gè)華南830～750 Ma的基性巖均以拉斑系列為主（李獻(xiàn)華等， 2008； Wang et al.， 2009）， 這不同于鈣堿性系列巖石占主導(dǎo)的島弧和活動(dòng)大陸邊緣； （3）江南造山帶乃至整個(gè)華南廣泛分布了由玄武巖-流紋巖/英安巖組成的具陸內(nèi)裂谷盆地典型特征的雙峰式火山巖（王劍， 2000； Li et al.， 2003b）以及同期的花崗巖-基性超基性巖墻/巖席（Li et al.， 2003a），中性巖漿巖很少或缺失； （4）在～780 Ma之后， 揚(yáng)子周緣出現(xiàn)了大規(guī)模低δ18O乃至負(fù)δ18O值鋯石， 其最有可能形成于大陸裂谷巖漿作用及其相關(guān)的高溫水巖反應(yīng)（Zheng et al.， 2007； 張少兵和鄭永飛， 2013；Yang et al.， 2015）。（5）王劍（2000）從沉積學(xué)和盆地分析入手， 系統(tǒng)研究了華南新元古代盆地的演化史，認(rèn)為其具有典型的陸內(nèi)裂谷盆地特征， 其研究成果表明， 代表盆地早期形成階段的成因相組合有： 沖洪積相組合、陸相（或海相） 火山巖及火山碎屑巖相組合、濱淺海相沉積組合、淹沒碳酸鹽臺(tái)地及欠補(bǔ)償盆地黑色頁巖相組合（王劍等， 2001； Wang and Li，2003）， 整體上反映了一個(gè)由陸到海的演化特征； （6）雖然江南造山帶冷家溪群及其相當(dāng)?shù)幕椎貙优c上覆板溪群及其相當(dāng)?shù)纳w層之間有相對(duì)短暫的沉積間斷，但是以目前發(fā)表的年齡數(shù)據(jù)來看， 揚(yáng)子西緣與北緣至少還存在100 Ma的沉積間斷（圖6）， 長(zhǎng)期俯沖的島弧模式顯然難以解釋這種現(xiàn)象。

與江南造山帶 830～750 Ma巖漿巖構(gòu)造環(huán)境的判別一樣， 其形成的地球動(dòng)力學(xué)機(jī)制同樣需要綜合區(qū)域地質(zhì)情況加以研究。如前所述， 我們認(rèn)為江南造山帶830～820 Ma 分布較為廣泛且成巖時(shí)代較為一致的S型花崗巖的成因可解釋為后碰撞的拉張垮塌， 其源巖熔融熱源是在俯沖-碰撞作用后的伸展期， 因俯沖板片折斷或巖石圈拆沉， 由隨之上涌的地幔、底侵的玄武質(zhì)巖漿所提供。但這有兩種可能：一種是俯沖大洋巖石圈的拆沉； 一種是加厚下地殼鎂鐵超鎂鐵巖石相變?yōu)楦呙芏鹊牧褫x巖造成的大陸巖石圈拆沉。后者通常表現(xiàn)為陸-陸之間的“硬碰撞”而帶來的山脈隆升、造山帶巖石圈加厚并形成有“山根”， 發(fā)育高級(jí)變質(zhì)作用， 地表則表現(xiàn)為長(zhǎng)期的風(fēng)化剝蝕。揚(yáng)子地塊是一個(gè)較小的陸塊， 其動(dòng)能小，且華夏塊體的性質(zhì)還有爭(zhēng)議（是地塊還是地塊群？）（許效松等， 2012）， 因此其碰撞的強(qiáng)度應(yīng)較弱。從前文所述的情況看， 江南造山帶下部地層單位盡管變形較強(qiáng)（圖7）， 但變質(zhì)很弱， 上下地層單元之間也無長(zhǎng)期風(fēng)化剝蝕所致的沉積間斷， 因此應(yīng)為陸-弧-（微）陸之間的“軟碰撞”（Zhao， 2015）， 無山脈隆升和高級(jí)變質(zhì)作用， 各個(gè)塊體之間處于“聯(lián)而不合”的狀態(tài)。由于塊體邊界的不規(guī)則性和不同位置構(gòu)造驅(qū)動(dòng)力的差異，“軟碰撞”是穿時(shí)的， 造成了冷家溪群及其相當(dāng)?shù)貙釉诓煌胤降牟町悾ㄈ缋浼蚁阂跃o密褶皺為主， 而四堡群主要為單斜地層）， 此時(shí)的巖漿巖主要由“軟碰撞”后的大洋巖石圈的拆沉及隨后的巖石圈拉張引起的裂谷所致。

圖6　揚(yáng)子地塊周緣中-新元古代地層對(duì)比簡(jiǎn)圖（據(jù)鄧奇等， 2013改編）Fig.6 Correlation of the Meso-Neoproterozoic strata along the margins of the Yangtze Block

圖7　湘北冷家溪群與板溪群典型野外照片F(xiàn)ig.7 Representative field photos of the Lengjiaxi Group and the Banxi Group in the northern Hunan

然而， 華南830～750 Ma玄武質(zhì)巖石明顯高于同時(shí)代 MORB源區(qū)的地幔潛能溫度則難以用上述機(jī)制解釋（李獻(xiàn)華等， 2008； Wang et al.， 2009）， 如830～820 Ma的益陽科馬提質(zhì)玄武巖、碧口溢流玄武巖等。因此， 單一的成因機(jī)制恐難以合理解釋區(qū)內(nèi)較為復(fù)雜的巖石成因。吳福元等（2007）指出任何地質(zhì)問題都應(yīng)該將其置于大的宏觀地質(zhì)框架中才能開展真正的研究。在全球背景下， 通常認(rèn)為， 這個(gè)時(shí)期是由超級(jí)地幔柱導(dǎo)致的Rodinia超大陸發(fā)生裂解的時(shí)期， 筆者認(rèn)為， 江南造山帶廣泛發(fā)育的830～820 Ma花崗質(zhì)巖石主要是由揚(yáng)子與華夏“軟碰撞”后的巖石圈地幔拆沉引起的， 但地幔柱可能對(duì)華南830～750 Ma巖漿巖的地幔源區(qū)有一定影響。

應(yīng)該說華南新元古代中期的構(gòu)造演化既是相對(duì)“獨(dú)立”的， 又與 Rodinian超大陸的演化過程密不可分。綜合近些年在同位素年代學(xué)、巖石地球化學(xué)和沉積學(xué)等學(xué)科領(lǐng)域的研究成果， 江南造山帶新元古代中期構(gòu)造演化過程可歸納如下（圖8）：

（1） 約1000～900 Ma， 是Rodinia超大陸匯聚形成的階段， 揚(yáng)子地塊周緣發(fā)生洋殼俯沖， 流體同時(shí)改變大陸巖石圈和俯沖的大洋巖石圈的性質(zhì)。從目前的研究成果看， 揚(yáng)子北緣和西緣存在格林威爾期的記錄（Li et al.， 2002a； Greentree et al.， 2006； 張傳恒等， 2007）， 揚(yáng)子北緣和西緣應(yīng)先于東南緣發(fā)生碰撞（1000～900 Ma）。大量的同位素定年數(shù)據(jù)已經(jīng)否定了揚(yáng)子?xùn)|南緣的江南造山帶是格林威爾期造山帶，而巖石地球化學(xué)研究也表明， 此時(shí)的東南緣仍為活動(dòng)大陸邊緣， 在930～830 Ma期間沿江南造山帶形成了以四堡群、梵凈山群、冷家溪群、雙橋山群、上溪（溪口）群和雙溪塢群為代表的下部火山-沉積巖系及同期侵入巖（圖8a）。

（2） 大約 830 Ma， 揚(yáng)子地塊與華夏地塊沿江南造山帶發(fā)生拼貼， 如前所述， 只是陸-弧-（微）陸之間的“軟碰撞”， 無山脈隆升和高級(jí)變質(zhì)作用， 各個(gè)塊體之間處于“聯(lián)而不合”的狀態(tài)。在會(huì)聚高峰之后， 受改造的大洋巖石圈（密度變大）發(fā)生折斷， 沉入軟流圈， 軟流圈物質(zhì)沿拆沉所留下的空間上涌， 帶來的熱和由于拆沉所引起的拉張導(dǎo)致了上覆巖石圈和陸殼發(fā)生部分熔融， 產(chǎn)生了江南造山帶830～820 Ma S型花崗巖（圖8b）。約825 Ma， 隨著Rodinia超大陸的裂解， 超級(jí)地幔柱對(duì)華南830～750 Ma巖漿巖的地幔源區(qū)有一定影響， 但此時(shí)的華南可能并不處于超級(jí)地幔柱的中心位置， 地幔柱對(duì)華南地幔源區(qū)的影響是有限的。

（3） 隨著全球Rodinia超大陸的裂解， 大約820 Ma，華南裂谷盆地開啟（Wang and Li， 2003）， 并在隨后的裂解過程中發(fā)育了大量與伸展有關(guān)的800～780 Ma A型酸性巖和基性巖脈/墻， 而隨著拉張作用的不斷加強(qiáng)， 出現(xiàn)了760～750 Ma堿性系列和具M(jìn)ORB特征的基性巖， 此時(shí)軟流圈地幔既提供熱量又有物質(zhì)供應(yīng)， 裂谷盆地已全面打開， 并沉積了以丹洲群、下江群、板溪群、登山群、歷口群和河上鎮(zhèn)群為代表的上部裂谷系地層（圖8c）。

圖8　江南造山帶新元古代構(gòu)造演化圖Fig.8 Cartoon showing the Neoproterozoic tectonic evolution of the Jiangnan Orogen

6　結(jié) 論

（1） 廣泛分布于江南造山帶內(nèi)的 830～820 Ma花崗巖屬 S型花崗巖， 它們由來自四堡群及其相當(dāng)層位的變質(zhì)沉積巖熔融而成； 從揚(yáng)子與華夏塊體的性質(zhì)、冷家溪群及其相當(dāng)?shù)貙拥淖冑|(zhì)變形程度和野外地質(zhì)關(guān)系（如侵入到發(fā)生緊密褶皺的冷家溪群中）來看， 江南造山帶830～820 Ma S型花崗巖應(yīng)由揚(yáng)子地塊與華夏地塊“軟碰撞”后的大洋石圈拆沉及隨后的軟流圈上涌和拉張作用所致。

（2） 江南造山帶 800～780 Ma 的酸性巖主要分布于東段， 以 A型酸性巖為主， 具有正的鋯石εHf（t）值和全巖εNd（t）值， 最有可能來源于早期初生地殼的部分熔融。結(jié)合前人的研究我們認(rèn)為， 該時(shí)期江南造山帶以伸展構(gòu)造體制為主。

（3） 江南造山帶800～750 Ma的基性巖以拉斑系列和堿性系列為主。地球化學(xué)分析顯示， 800～790 Ma的基性巖來源于巖石圈地幔， 而760～750 Ma基性巖為巖石圈地幔和軟流圈地幔雙重來源。綜合地球化學(xué)和區(qū)域地質(zhì)特征我們認(rèn)為， 這些基性巖主要形成于陸內(nèi)裂谷盆地而非弧后裂谷盆地。

（4） 綜合同位素年代學(xué)、巖石地球化學(xué)和沉積學(xué)等學(xué)科領(lǐng)域的研究成果我們認(rèn)為： 揚(yáng)子北緣和西緣應(yīng)先于東南緣在1000～900 Ma期間發(fā)生碰撞， 而此時(shí)的東南緣仍為活動(dòng)大陸邊緣； 直到～830 Ma， 揚(yáng)子地塊與華夏地塊沿江南造山帶發(fā)生拼貼， 只是陸-弧-（微）陸的“軟碰撞”， 而無山脈隆升和高級(jí)變質(zhì)作用， 大洋巖石圈拆沉之后的軟流圈上涌和由拆沉所引起的拉張作用導(dǎo)致了上覆巖石圈和陸殼發(fā)生部分熔融， 產(chǎn)生了江南造山帶 830～820 Ma S型花崗巖；隨著全球Rodinia超大陸的裂解， 大約820 Ma， 華南裂谷盆地開啟， 并在隨后的裂解過程中發(fā)育了大量與伸展有關(guān)的800～780 Ma A型酸性巖和基性巖脈/墻， 而隨著拉張作用的不斷加強(qiáng)， 出現(xiàn)了 760～750 Ma堿性系列和具 MORB特征的基性巖， 此時(shí)的軟流圈地幔既提供熱量又有物質(zhì)供應(yīng)。

致謝： 中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所李獻(xiàn)華研究員對(duì)本文提出了建設(shè)性的修改意見， 在此深表感謝。

（References）：

柏道遠(yuǎn)， 賈寶華， 鐘響， 賈朋遠(yuǎn)， 劉耀榮， 馬鐵球. 2011.雪峰造山帶新元古代構(gòu)造演化框架. 沉積與特提斯地質(zhì)， 31（3）： 78-87.

崔建堂， 韓芳林， 張拴厚， 王根寶， 王北穎， 王學(xué)平， 彭海練， 王金安， 郭岐明， 彭俟英， 崔海曼. 2010. 南秦嶺西鄉(xiāng)群鋯石SHRIMP U-Pb年齡及其構(gòu)造地質(zhì)意義.陜西地質(zhì)， 28（2）： 53-58.

崔曉莊， 江新勝， 王劍， 卓皆文， 熊國(guó)慶， 陸俊澤， 鄧奇，伍皓， 劉建輝. 2013. 滇中新元古代澄江組層型剖面鋯石U-Pb年代學(xué)及其地質(zhì)意義. 現(xiàn)代地質(zhì)， 27（3）：547-556.

鄧奇， 王劍， 汪正江， 江新勝， 杜秋定， 伍皓， 楊菲， 崔曉莊. 2013. 揚(yáng)子北緣西鄉(xiāng)群大石溝組和三郎鋪組凝灰?guī)r鋯石U-Pb年齡及其地質(zhì)意義. 吉林大學(xué)學(xué)報(bào)（地球科學(xué)版）， 43（3）： 797-808.

高林志， 陳峻， 丁孝忠， 劉耀榮， 張傳恒， 張恒， 劉燕學(xué)，龐維華， 張玉海. 2011b. 湘東北岳陽地區(qū)冷家溪群和板溪群凝灰?guī)rSHRIMP鋯石U-Pb年齡——對(duì)武陵運(yùn)動(dòng)的制約. 地質(zhì)通報(bào)， 30（7）： 1001-1008.

高林志， 戴傳固， 丁孝忠， 王敏， 劉燕學(xué)， 王雪華， 陳建書. 2011a. 侵入梵凈山群白崗巖鋯石U-Pb年齡及白崗巖底礫巖對(duì)下江群沉積的制約. 中國(guó)地質(zhì)， 38（6）：1413-1420.

高林志， 戴傳固， 劉燕學(xué)， 王敏， 王雪華， 陳建書， 丁孝忠， 張傳恒， 曹茜， 劉建輝. 2010. 黔東南-桂北地區(qū)四堡群凝灰?guī)r鋯石SHRIMP U-Pb年齡及其地層學(xué)意義. 地質(zhì)通報(bào)， 29（9）： 1259-1267.

高林志， 楊明桂， 丁孝忠， 劉燕學(xué)， 劉訓(xùn)， 凌聯(lián)海， 張傳恒. 2008. 華南雙橋山群和河上鎮(zhèn)群凝灰?guī)r中的鋯石SHRIMP U-Pb年齡——對(duì)江南新元古代造山帶演化的制約. 地質(zhì)通報(bào)， 27（10）： 1744-1751.

高林志， 張傳恒， 劉鵬舉， 丁孝忠， 王自強(qiáng)， 張彥杰. 2009.華北-江南地區(qū)中、新元古代地層格架的再認(rèn)識(shí). 地球?qū)W報(bào)， 30（4）： 433-446.

葛文春， 李獻(xiàn)華， 李正祥， 周漢文， 王劍， 李寄嵎. 2000.

桂北“龍勝蛇綠巖”質(zhì)疑. 巖石學(xué)報(bào)， 16（1）： 111-118.葛文春， 李獻(xiàn)華， 李正祥， 周漢文. 2001. 龍勝地區(qū)鎂鐵質(zhì)侵入體： 年齡及其地質(zhì)意義. 地質(zhì)科學(xué)， 36（1）：112-118.

貴州省地質(zhì)礦產(chǎn)局. 1987. 貴州省區(qū)域地質(zhì)志. 北京： 地質(zhì)出版社.

郭令智， 盧華復(fù)， 施央申， 馬瑞士， 孫巖， 舒良樹， 賈東，張慶龍， Charvet J， Faure M. 1996. 江南中、新元古代島弧的運(yùn)動(dòng)學(xué)和動(dòng)力學(xué). 高校地質(zhì)學(xué)報(bào)， 2（1）： 1-13.

郭令智， 俞劍華， 施央申. 1963. 華南加里東地槽褶皺區(qū)大地構(gòu)造的幾個(gè)問題的探討. 南京大學(xué)學(xué)報(bào)（自然科學(xué)版）， （2）： 1-17.

湖南省地質(zhì)礦產(chǎn)局. 1988. 湖南省區(qū)域地質(zhì)志. 北京： 地質(zhì)出版社.

黃汲清. 1954. 中國(guó)主要地質(zhì)構(gòu)造單元. 北京： 地質(zhì)出版社.

李懷坤， 張傳林， 相振群， 陸松年， 張健， 耿建珍， 瞿樂生， 王志先. 2013. 揚(yáng)子克拉通神農(nóng)架群鋯石和斜鋯石U-Pb年代學(xué)及其構(gòu)造意義. 巖石學(xué)報(bào)， 29（2）：673-697.

李江海， 穆劍. 1999. 我國(guó)境內(nèi)格林威爾期造山帶的存在及其對(duì)中元古代末期超大陸再造的制約. 地質(zhì)科學(xué)，34（3）： 259-272.

李獻(xiàn)華， 王選策， 李武顯， 李正祥. 2008. 華南新元古代玄武質(zhì)巖石成因與構(gòu)造意義： 從造山運(yùn)動(dòng)到陸內(nèi)裂谷. 地球化學(xué)， 37（4）： 382-398.

林廣春， 李獻(xiàn)華， 李武顯. 2006. 川西新元古代基性巖墻群的SHRIMP鋯石U-Pb年齡、元素和Nd-Hf同位素地球化學(xué)： 巖石成因與構(gòu)造意義. 中國(guó)科學(xué)（D輯），36（7）： 630-645.

凌文黎， 高山， 歐陽建平， 張本仁， 李惠民. 2002. 西鄉(xiāng)群的時(shí)代與構(gòu)造背景： 同位素年代學(xué)及地球化學(xué)制約.中國(guó)科學(xué)（D輯）， 32（2）： 101-112.

陸松年， 李懷坤， 陳志宏， 于海峰， 金巍， 郭坤一. 2004.新元古時(shí)期中國(guó)古大陸與羅迪尼亞超大陸的關(guān)系.地學(xué)前緣， 11（2）： 515-523.

馬鐵球， 陳立新， 柏道遠(yuǎn)， 周柯軍， 李綱， 王先輝. 2009.湘東北新元古代花崗巖體鋯石SHRIMP U-Pb年齡及地球化學(xué)特征. 中國(guó)地質(zhì)， 36（1）： 65-73.

牟傳龍， 林仕良， 余謙. 2003. 四川會(huì)理天寶山組U-Pb年齡. 地層學(xué)雜志， 27（3）： 216-219.

邱檢生， 周金城， 張光輝， 凌文黎. 2002. 桂北前寒武紀(jì)花崗巖類巖石的地球化學(xué)與成因. 巖石礦物學(xué)雜志，21（3）： 197-208.

任光明， 龐維華， 孫志明， 尹福光， 肖啟亮. 2013. 揚(yáng)子西緣登相營(yíng)群基性巖墻鋯石U-Pb年代學(xué)及巖石地球化學(xué)特征. 成都理工大學(xué)學(xué)報(bào)（自然科學(xué)版）， 40（1）：66-79.

汪正江， 王劍， 段太忠， 謝淵， 卓皆文， 楊平. 2010. 揚(yáng)子克拉通內(nèi)新元古代中期酸性火山巖的年代學(xué)及其地質(zhì)意義. 中國(guó)科學(xué)（D輯）， 40（11）： 1543-1551.

汪正江， 王劍， 江新勝， 孫海清， 高天山， 陳建書， 邱艷生， 杜秋定， 鄧奇， 楊菲. 2015. 華南揚(yáng)子地區(qū)新元古代地層劃分對(duì)比研究新進(jìn)展. 地質(zhì)論評(píng)， 61（1）：1-22.

王劍. 2000. 華南新元古代裂谷盆地沉積演化——兼論與Rodinia解體的關(guān)系. 北京： 地質(zhì)出版社.

王劍. 2005. 華南“南華系”研究新進(jìn)展——論南華系地層劃分與對(duì)比. 地質(zhì)通報(bào)， 24（6）： 491-495.

王劍， 曾昭光， 陳文西， 汪正江， 熊國(guó)慶， 王雪華. 2006.華南新元古代裂谷系沉積超覆作用及其開啟年齡新證據(jù). 沉積與特提斯地質(zhì)， 26（4）： 1-7.

王劍， 李獻(xiàn)華， Duan T Z， 劉敦一， 宋彪， 李忠雄， 高永華. 2003. 滄水鋪火山巖鋯石SHRIMP U-Pb年齡及“南華系”底界新證據(jù). 科學(xué)通報(bào)， 48（16）： 1726-1731.

王劍， 劉寶珺， 潘桂棠. 2001. 華南新元古代裂谷盆地演化——Rodinia超大陸解體的前奏. 礦物巖石， 21（3）：135-145.

王敏， 戴傳固， 王雪華， 陳建書， 馬會(huì)珍. 2011. 貴州梵凈山白云母花崗巖鋯石年代、鉿同位素及對(duì)華南地殼生長(zhǎng)的制約. 地學(xué)前緣， 18（5）： 213-223.

王強(qiáng)， 趙振華， 熊小林. 2000. 桐柏ˉ大別造山帶燕山晚期A型花崗巖的厘定. 巖石礦物學(xué)雜志， 19（4）： 297-306.

王孝磊， 周金城， 邱檢生， 高劍峰. 2004. 湘東北新元古代強(qiáng)過鋁花崗巖的成因： 年代學(xué)和地球化學(xué)證據(jù).地質(zhì)論評(píng)， 50（1）： 65-76.

王孝磊， 周金城， 邱檢生， 張文蘭， 柳小明， 張桂林. 2006.桂北新元古代強(qiáng)過鋁花崗巖的成因： 鋯石年代學(xué)和Hf同位素制約. 巖石學(xué)報(bào)， 22（2）： 326-342.

王自強(qiáng)， 高林志， 丁孝忠， 黃志忠. 2012. “江南造山帶”變質(zhì)基底形成的構(gòu)造環(huán)境及演化特征. 地質(zhì)論評(píng)， 58（3）：401-413.

吳福元， 李獻(xiàn)華， 楊進(jìn)輝， 鄭永飛. 2007. 花崗巖成因研究的若干問題. 巖石學(xué)報(bào)， 23（6）： 1217-1238.

許效松， 劉偉， 門玉澎， 張海全. 2012. 對(duì)新元古代湘桂海盆及鄰區(qū)構(gòu)造屬性的探討. 地質(zhì)學(xué)報(bào)， 86（12）：1890-1904.

薛懷民， 馬芳， 宋永勤， 謝亞平. 2010. 江南造山帶東段新元古代花崗巖組合的年代學(xué)和地球化學(xué)： 對(duì)揚(yáng)子與華夏地塊拼合時(shí)間與過程的約束. 巖石學(xué)報(bào)，26（11）： 3215-3244.

曾雯， 周漢文， 鐘增球， 曾昭光， 李惠民. 2005. 黔東南新元古代巖漿巖單顆粒鋯石U-Pb年齡及其構(gòu)造意義.地球化學(xué)， 34（6）： 548-556.

張傳恒， 高林志， 武振杰， 史曉穎， 閻全人， 李大建. 2007.滇中昆陽群凝灰?guī)r鋯石SHRIMP U-Pb年齡： 華南格林威爾期造山的證據(jù). 科學(xué)通報(bào)， 52（7）： 818-824.

張春紅， 范蔚茗， 王岳軍， 彭頭平. 2009. 湘西隘口新元古代基性-超基性巖墻年代學(xué)和地球化學(xué)特征： 巖石成因及其構(gòu)造意義. 大地構(gòu)造與成礦學(xué)， 33（2）： 283-293.

張少兵， 鄭永飛. 2013. 華南陸塊新元古代低δ18O巖漿巖的時(shí)空分布. 科學(xué)通報(bào)， 58（23）： 2344-2350.

張世紅， 蔣干清， 董進(jìn)， 韓以貴， 吳懷春. 2008. 華南板溪群五強(qiáng)溪組SHRIMP鋯石U-Pb年代學(xué)新結(jié)果及其構(gòu)造地層學(xué)意義. 中國(guó)科學(xué)（D輯）， 38（12）： 1496-1503.

周漢文， 李獻(xiàn)華， 王漢榮， 李江， 李惠民. 2002. 廣西鷹揚(yáng)關(guān)群基性火山巖的鋯石U-Pb年齡及其地質(zhì)意義. 地質(zhì)論評(píng)， 48（增刊）： 22-25.

周金城， 王孝磊， 邱檢生. 2005. 江南造山帶西段巖漿作用特性. 高校地質(zhì)學(xué)報(bào)， 11（4）： 527-533.

周金城， 王孝磊， 邱檢生. 2008. 江南造山帶是否格林威爾期造山帶？——關(guān)于華南前寒武紀(jì)地質(zhì)的幾個(gè)問題.高校地質(zhì)學(xué)報(bào)， 14（1）： 64-72.

周金城， 王孝磊， 邱檢生. 2014. 江南造山帶新元古代構(gòu)造ˉ巖漿演化. 北京： 科學(xué)出版社.

卓皆文， 江新勝， 王劍， 崔曉莊， 熊國(guó)慶， 陸俊澤， 劉建輝， 馬銘珠. 2013. 華南揚(yáng)子古大陸西緣新元古代康滇裂谷盆地的開啟時(shí)間與充填樣式. 中國(guó)科學(xué)（D輯），43（12）： 1952-1963.

Barbarin B. 1999. A review of the relationships between granitoid types： Their origins and their geodynamic environments. Lithos， 46： 605-626.

Chappell B W. 1999. Aluminium saturation in I- and S-type granites and the characterization of fractionated haplogranites. Lithos， 46： 535-551.

Collins W J， Beams S D， White A J and Chappell B W. 1982. Nature and origin of A-type granite with particular reference to Southeastern Australia. Contributions to Mineralogy and Petrology， 8： 189-200.

Deng Q， Wang J， Wang Z J， Wang X C， Qiu Y S， Yang Q X，Du Q D， Cui X Z and Zhou X L. 2013. Continental flood basalts of the Huashan Group， northern margin of the Yangtze block—implications for the breakup of Rodinia. International Geology Review， 55（15）： 1865-1884.

Du Q D， Wang Z J， Wang J， Qiu Y S， Jiang X S， Deng Q and Yang F. 2013. Geochronology and paleoenvironment of the pre-Sturtian glacial strata： Evidence from the Liantuo Formation in the Nanhua rift basin of the Yangtze Block， South China. Precambrian Research，233： 118-131.

Eby G N. 1992. Chemical subdivision of the A-type granitoids： Petrogenetic and tectonic implications. Geology， 20： 641-644.

Ernst R E， Wingate M T D， Buchan K L and Li Z X. 2008. Global record of 1600-700 Ma large igneous provinces（LIPs）： Implications for the reconstruction of theproposed Nuna （Columbia） and Rodinia super-continents. Precambrian Research， 160： 159-178.

Fitton J G， James D， Kempton P D， Ormerod D S and Leeman W P. 1988. The role of lithospheric mantle in the generation of late Cenozoic basic magmas in the western United States. Journal of Petrology， 1： 331-349.

Greentree M R， Li Z X， Li X H and Wu H C. 2006. Late Mesoproterozoic to earliest Neoproterozoic basin record of the Sibao orogenesis in western South China and relationship to the assembly of Rodinia. Precambrian Research， 151： 79-100.

Kalsbeek F， Jepsen H F and Nutrman A P. 2001. From source migmatites to plutons： Tracking the origin of ca. 435 Ma S-type granites in the East Greenland Caledonian orogen. Lithos， 57： 1-21.

King P L， White A J R， Chappell B W and Allen C M. 1997. Characterization and origin of aluminous A-type granites from the Lachlan Fold Belt， southeastern Australia. Journal of Petrology， 38（3）： 371-391.

Lan Z W， Li X H， Zhu M Y， Chen Z Q， Zhang Q R， Li Q L，Lu D B， Liu Y and Tang G Q. 2014. A rapid and synchronous initiation of the wide spread Cryogenian glaciations. Precambrian Research， 255： 401-411.

Lan Z W， Li X H， Zhu M Y， Zhang Q R and Li Q L. 2015. Revisiting the Liantuo Formation in Yangtze Block，South China： SIMS U-Pb zircon age constraints and regional and global significance. Precambrian Research， 263： 123-141.

Leat P T， Thompson R N， Morrison M A， Hendry G L and Dickin A P. 1988. Compositionally-diverse miocene-recent rift-related magmatism in Northwest Colorado： Partial melting， and mixing of mafic magmas from 3 different asthenospheric and lithospheric mantle sources. Journal of Petrology， Special Volume （1）： 351-377.

Li W X， Li X H and Li Z X. 2008c. Middle Neoproterozoic syn-rifting volcanic rocks in Guangfeng， South China：Petrogenesis and tectonic significance. Geological Magazine， 145： 475-489.

Li W X， Li X H and Li Z X. 2010b. Ca. 850 Ma bimodal volcanic rocks in northeastern Jiangxi province， South China： Initial extension during the breakup of Rodinia？American Journal of Science， 310： 951-980.

Li W X， Li X H， Li Z X and Lou F S. 2008d. Obduction-type granites within the NE Jiangxi Ophiolite： Implications for the final amalgamation between the Yangtze and Cathaysia Blocks. Gondwana Research， 13： 288-301.

Li X H. 1999. U-Pb zircon ages of granites from the southern margin of the Yangtze Block： Timing of Neoproterozoic Jinning orogeny in SE China and implications for Rodinia assembly. Precambrian Research，97： 43-57.

Li X H， Li W X， Li Q L， Wang X C， Liu Y and Yang Y H. 2010a. Petrogenesis and tectonic significance of the～850 Ma Gangbian alkaline complex in South China：Evidence from in situ zircon U-Pb dating， Hf-O isotopes and whole-rock geochemistry. Lithos， 114：1-15.

Li X H， Li W X， Li Z X and Liu Y. 2008b. 850-790 Ma bimodal volcanic and intrusive rocks in northern Zhejiang， South China： A major episode of continental rift magmatism during the breakup of Rodinia. Lithos，102： 341-357.

Li X H， Li W X， Li Z X， Lo C H， Wang J， Ye M F and Yang Y H. 2009. Amalgamation between the Yangtze and Cathaysia Blocks in South China： Constraints from SHRIMP U-Pb Zircon ages， geochemistry and Nd-Hf isotopes of the Shuangxiwu volcanic rocks. Precambrian Research， 174： 117-128.

Li X H， Li Z X and Li W X. 2014. Detrital zircon U-Pb age and Hf isotope constrains on the generation and reworking of Precambrian continental crust in the Cathaysia Block， South China： A synthesis. Gondwana Research， 25： 1202-1215.

Li X H， Li Z X， Ge W C， Zhou H W， Li W X， Liu Y and Wingate M T D. 2003a. Neoproterozoic granitoids in South China： Crustal melting above a mantle plume at ca. 825 Ma. Precambrian Research， 122： 45-83.

Li X H， Li Z X， Zhou H W， Liu Y and Kinny P D. 2002b. U-Pb zircon geochronology， geochemisty and Nd isotopic study of the Neoproterozoic bimodal volcanic rocks in the Kangdian Rift of South China： Implications for the initial rifting of Rodinia. Precambrian Research，113： 135-154.

Li X H， Zhu W G， Zhong H， Wang X C， He D F， Bai Z J and Liu F. 2010c. The Tongde picritic dikes in the western Yangtze block： Evidence for Ca. 800 Ma mantle plume magmatism in South China during the breakup of Rodinia. The Journal of Geology， 118： 509-522.

Li Z X， Bogdanova S V， Collins A S， Davidson A， Dewaele B， Ernst R E， Fitzsimons I C W， Fuck R A， Gladkochub D P， Jacobs J， Karlstrom K E， Lu S， Natapov L M，Pease V， Pisarevsky S A， Thrane K and Vernikovsky V. 2008a. Assembly， configuration， and break-up history of Rodinia： A synthesis. Precambrian Research， 160：179-210.

Li Z X， Evans D A D and Zhang S H. 2004. A 90° spin on Rodinia： Possible causal links between the Neoproterozoic supercontinent， superplume， true polar wander and low-latitude glaciation. Earth and Planetary Science Letters， 220： 409-421.

Li Z X， Li X H， Kinny P D and Wang J. 1999. The breakup of Rodinia： Did it start with a mantle plume beneath South China. Earth and Planetary Science Letters， 173：171-181.

Li Z X， Li X H， Kinny P D， Wang J， Zhang S and Zhou H. 2003b. Geochronology of Neoproterozoic syn-rift magmatism in the Yangtze Craton， South China and correlations with other continents： Evidence for a mantle superplume that broke up Rodinia. Precambrian Research， 122： 85-109.

Li Z X， Li X H， Zhou H W and Kinny P D. 2002a. Grencillian continental collision in south China： New SHRIMP U-Pb zircon results and implications for the configuration of Rodinia. Geology， 30： 163-166.

Li Z X， Wartho J A， Occhipinti S， Zhang C L， Li X H， Wang J and Bao C M. 2007. Early history of the eastern Sibao Orogen （South China） during the assembly of Rodinia：New mica 40Ar/39Ar dating and SHRIMP U-Pb detrital zircon provenance constraints. Precambrian Research，159： 79-94.

Li Z X， Zhang L and Powell C M. 1995. South China in Rodinia： Part of the missing link between Australia-East Antarctica and Laurentia. Geology， 23： 407-410.

Ling W L， Gao S， Zhang B， Li H， Liu Y and Cheng J. 2003. Neoproterozoic tectonic evolution of the northwestern Yangtze craton， South China： Implications for amalgamation and break-up of the Rodinia Supercontinent. Precambrian Research， 122： 111-140.

Maniar P D and Piccoli P M. 1989. Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin，101（5）： 635-643.

Miyashiro A. 1974. Volcanic rock series in island arc and active continental margins. American Journal of Science， 274： 321-355.

Pearce J A and Norry M J. 1979. Petrogenetic implications of Ti， Zr， Y， and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology， 69： 33-47.

Pearce J A， Harris N B W and Tindle A G. 1984. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology，25（4）： 956-983.

Shervais J W. 1982. Ti-V plots and the petrogenesis of modern and ophiolitic lavas. Earth and Planetary Science Letter， 59： 101-118.

Sun S S and McDonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts： Implications for mantle composition and processes// Saunders A D and Norry M J. Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society，London， Special Publications， 313-345.

Sylvester P J. 1998. Post-collisional strongly peraluminous granites. Lithos， 45： 29-44.

Thompson R N and Morrison M A. 1988. Asthenospheric and lower-lithospheric mantle contributions to continental extensional magmatism： An example from the British Tertiary Province. Chemical Geology， 68： 1-15.

Turner S and Hawkesworth C. 1995. The nature of the sub-continental mantle： Constraints from the major-element composition of continental flood basalts. Chemical Geology， 120： 295-314.

Wang J and Li Z X. 2003. History of Neoproterozoic rift basins in South China： Implications for Rodinia break-up. Precambrian Research， 122： 141-158.

Wang X L， Zhou J C， Qiu J S and Gao J F. 2004. Geochemistry of the Meso-to Neoproterozoic basic-acid rocks from Hunan Province， South China： Implications for the evolution of the western Jiangnan orogen. Precambrian Research， 135： 79-103.

Wang X L， Zhou J C， Qiu J S， Zhang W L， Liu X M and Zhang G L. 2006. LA-ICP-MS U-Pb zircon geochronology of the Neoproterozoic igneous rocks from Northern Guangxi， South China： Implications for tectonic evolution. Precambrian Research， 145： 111-130.

Wang X L， Zhou J C， Griffin W L， Wang R C， Qiu J S，O’Reilly S Y， Xu X S， Liu X M and Zhang G L. 2007a. Detrital zircon geochronology of Precambrian basement sequences in the Jiangnan orogen： Dating the assembly of the Yangtze and Cathaysia Blocks. Precambrian Research， 159： 117-131.

Wang X C， Li X H， Li W X and Li Z X. 2007b. Ca. 825 Ma komatiitic basalts in South China： First evidence for＞1500 ℃ mantle melts by a Rodinian mantle plume. Geology， 35： 1103-1106.

Wang X C， Li X H， Li W X， Li Z X， Liu Y， Yang Y H， LiangX R and Tu X L. 2008a. The Bikou basalts in northwestern Yangtze Block， South China： Remains of 820-810 Ma continental flood basalts. Geological Society of American Bulletin， 120： 1478-1492.

Wang X L， Zhou J C， Qiu J S， Jiang S Y and Shi Y R. 2008b. Geochronology and geochemistry of Neoproterozoic mafic rocks from western Hunan， South China：Implications for petrogenesis and post-orogenic extension. Geological Magazine， 145（2）： 215-233.

Wang X L， Zhao G C， Zhou J C， Liu Y S and Hu J. 2008c. Geochronology and Hf Isotopes of Zircon from Volcanic Rocks of the Shuangqiaoshan Group， South China： Implications for the Neoproterozoic Tectonic Evolution of the Eastern Jiangnan Orogen. Gondwana Research， 14： 355-367.

Wang X C， Li X H， Li W X and Li Z X. 2009. Variable involvements of mantle plumes in the genesis of mid-Neoproterozoic basaltic rocks in South China： A review. Gondwana Research， 15： 381-395.

Wang Q， Wyman D A， Li Z X， Bao Z W， Zhao Z H， Wang Y X， Jian P， Yang Y H and Chen L L. 2010. Petrology，geochronology and geochemistry of ca. 780Ma A-type granites in South China： Petrogenesis and implications for crustal growth during the breakup of the supercontinent Rodinia. Precambrian Research， 178： 185-208.

Wang X L ， Shu L S， Xing G F， Zhou J C， Tang M， Shu X J，Qi L and Hu Y H. 2012a. Post-orogenic extension in the eastern part of the Jiangnan orogen： Evidence from ca 800-760 Ma volcanic rocks. Precambrian Research，222-223： 404-423.

Wang X C， Li X H， Li Z X， Li Q L， Tang G Q， Gao Y Y，Zhang Q R and Liu Y. 2012b. Episodic Precambrian crust growth： Evidence from U-Pb ages and Hf-O isotopes of zircon in the Nanhua Basin， central South China. Precambrian Research， 222-223： 386-403.

Wang J， Deng Q， Wang Z J， Qiu Y S， Duan T Z， Jiang X S and Yang Q X. 2013a. New evidences for sedimentary attributes and timing of the “Macaoyuan conglomerates”on the northern margin of the Yangtze block in southern China. Precambrian Research， 235： 58-70.

Wang Y J， Zhang A M， Cawood P A， Fan W M， Xu J F，Zhang G W and Zhang Y Z. 2013b. Geochronological，geochemical and Nd-Hf-Os isotopic fingerprinting of an early Neoproterozoic arc-back-arc system in South China and its accretionary assembly along the margin of Rodinia. Precambrian Research， 231： 343-371.

Wang Y J， Zhang Y Z， Fan W M， Geng H Y， Zou H P and Bi X W. 2014. Early Neoproterozoic accretionary assemblage in the Cathaysia Block： Geochronological， Lu-Hf isotopic and geochemical evidence from granitoid gneisses. Precambrian Research， 249： 144-161.

Wang J， Zhou X L， Deng Q， Fu X G， Duan T D and Guo X M. 2015a. Sedimentary successions and the onset of the Neoproterozoic Jiangnan sub-basin in the Nanhua rift，South China. International Journal of Earth Sciences，104： 521-539.

Wang Z J， Wang J， Deng Q， Du Q D， Zhou X L， Yang F and Liu H. 2015b. Paleoproterozoic I-type granites and their implications for the Yangtze block position in the Columbia supercontinent： Evidence from the Lengshui Complex， South China. Precambrian Research， 263：157-173.

Watson E B and Harrison T M. 1983. Zircon saturation revisited： Temperature and composition effects in a variety of crustal magma types. Earth and Planetary Science Letters， 64： 295-304.

Whalen J B， Currie K L and Chappell B W. 1987. A-type granites： Geochemical characteristics， discrimination and petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Petrology， 95： 407-419.

Williamson B J， Shaw A， Downes H and Thirlwall M F. 1996. Geochemical constraints on the genesis of Hercynian two-mica leucogranites from the Massif Central， France. Chemical Geology， 127： 25-42.

Wu F Y， Sun D Y， Li H M， Jahn B M and Wilde S. 2002. A-type granites in northeastern China： Age and geochemical constraints on their petrogenesis. Chemical Geology， 187： 143-173.

Wu R X， Zheng Y F， Wu Y B， Zhao Z F， Zhang S B， Liu X M and Wu F Y. 2006. Reworking of juvenile crust：Element and isotope evidence from Neoproterozoic granodiorite in South China. Precambrian Research，146： 179-212.

Yang J H， Wu F Y， Chung S L， Wilde S A and Chu M F. 2006. A hybrid origin for Qianshan A-type granite， Northeast China： Geochemical and Sr-Nd-Hf isotopic evidence. Lithos， 89： 89-106.

Yang C， Li X H， Wang X C and Lan Z W. 2015. Mid-Neoproterozoic angular unconformity in the Yangtze Block revisited： Insights from detrital zircon U-Pb age and Hf-O isotopes. Precambrian Research，266： 165-178.

Yao J L， Shu L S and Santosh M. 2014. Neoproterozoic arc-trench system and breakup of the South China Craton： Constraints from N-MORB type and arc-related mafic rocks， and anorogenic granite in the Jiangnan orogenic belt. Precambrian Research， 247： 187-207.

Ye M F， Li X H， Li W X， Liu Y and Li Z X. 2007. SHRIMP zircon U-Pb geochronological and whole-rock geochemical evidence for an early Neoproterozoic Sibaoan magmatic arc along the southeastern margin of the Yangtze Block. Gondwana Research， 12： 144-156.

Zhang Q R， Li X H， Feng L J， Huang J and Song B. 2008. A new age constraint on the onset of the Neoproterozoic glaciations in the Yangtze platform， South China. The Journal of Geology， 116： 423-429.

Zhang C L， Li H K and Santosh M. 2013. Revisiting the tectonic evolution of South China： Interaction between the Rodinia superplume and plate subduction？ Terra Nova， 25（3）： 212-220.

Zhao J H， Zhou M F， Yan D P， Zheng J P and Li J W. 2011. Reappraisal of the ages of Neoproterozoic strata in South China： No connection with the Grenvillian orogeny. Geology， 39（4）： 299-302.

Zhao G C and Cawood P A. 2012. Precambrian geology of China. Precambrian Research， 222-223： 13-54.

Zhao G C and Guo J H. 2012. Precambrian geology of China：Preface. Precambrian Research， 222-223： 1-12.

Zhao G C. 2015. Jiangnan Orogen in South China：Developing from divergent double subduction. Gondwana Research， 27： 1173-1180.

Zheng Y F， Zhang S B， Zhao Z F， Wu Y B， Li X H， Li Z X and Wu F Y. 2007. Contrasting zircon Hf and O isotopes in the two episodes of Neoproterozoic granitoids in South China： Implications for growth and reworking of continental crust. Lithos， 96： 127-150.

Zheng Y F， Wu R X， Wu Y B， Zhang S B， Yuan H L and Wu F Y. 2008. Rift melting of juvenile arc-derived crust： Geochemical evidence from Neoproterozoic volcanic and granitic rocks in the Jiangnan Orogen， South China. Precambrian Research， 163： 351-383.

Zhou M F， Yan D P， Kennedy A K， Li Y and Ding J. 2002a. SHRIMP U-Pb zircon geochronological and geochemical evidence for Neoproterozoic arc-magmatism along the western margin of the Yangtze Block， South China. Earth and Planetary Science Letters， 196： 51-67.

Zhou M F， Kennedy A K， Sun M， Malpas J and Lesher C M. 2002b. Neoproterozoic arc-related mafic intrusions along the Northern Margin of South China： Implications for the accretion of Rodinia. The Journal of Geology， 110：611-618.

Zhou J C， Wang X L， Qiu J S and Gao J F. 2004. Geochemistry of Meso- and Neoproterozoic mafic-ultramafic rocks from northern Guangxi， China： Arc or plume magmatism. Geochemical Journal， 38： 139-152.

Zhou M F， Ma Y， Yan D P， Xia X， Zhao J H and Sun M. 2006a. The Yanbian Terrane （Southern Sichuan Province，SW China）： A Neoproterozoic arc assemblage in the western margin of the Yangtze Block. Precambrian Research， 144： 19-38.

Zhou M F， Yan D P， Wang C L， Qi L and Kennedy A. 2006b. Subduction-related origin of the 750 Ma Xuelongbao adakitic complex （Sichuan Province， China）： Implications for the tectonic setting of the giant Neoproterozoic magmatic event in South China. Earth and Planetary Science Letters， 248： 286-300.

Zhou J B， Li X H， Ge W C and Li Z X. 2007. Age and origin of Middle Neoproterozoic mafic magmatism in Southern Yangtze block and relevance to the break-up of Rodinia. Gondwana Research， 12： 184-197.

Zhou J C， Wang X L and Qiu J S. 2009. Geochronology of Neoproterozoic mafic rocks and sandstones from northeastern Guizhou， South China： Coeval arc magmatism and sedimentation. Precambrian Research， 170： 27-42.

Middle Neoproterozoic Magmatic Activities and Their Constraints on Tectonic Evolution of the Jiangnan Orogen

DENG Qi1，2， WANG Jian1，2*， WANG Zhengjiang1， CUI Xiaozhuang1，2， SHI Meifeng1，DU Qiuding1，2， MA Long1， LIAO Shiyong1and REN Guangming1
（1. Chengdu Center of Chinese Geological Survey， Chengdu 610081， Sichuan， China； 2. Key Laboratory for Sedimentary Basin and Oil and Gas Resources， Ministry of Land and Resources， Chengdu 610081， Sichuan，China）

The Jiangnan Orogen， which connects the Yangtze and Cathaysia Blocks， is the most important Precambrian tectonic unit in the South China. Due to its special tectonic location， the formation and evolution of the orogen has long been the focus of active researching and debating. Neoproterozoic magmatic rocks extensively developed within the Jiangnan Orogen. Although they are of crucial importance to discuss the tectonic evolution of the Jiangnan Orogen， their petrogenesis and tectonic setting remains ambiguous. The geochemical data from the Jiangnan Orogen， including the 830～820 Ma granites， 800～780 Ma acid rocks and 800～750 Ma basic rocks， are here systematically collected and analyzed. The results show that the petrogenesis is very distinct at given time intervals. The granites of 830～820 Ma mainly belong to S-type granites， and the acid rocks with age of 800～780 Ma are mainly A-type acidic rocks， while the basic rocks with age of 800～750 Ma display typical tholeiitic and alkaline affinities， and plot in the domains of intraplate basalts and ocean ridge basalts （MORB） in the tectonic discrimination diagrams. Synthesized with results of geochronological， geochemical and sedimentary researches in recent years， we suggest that the collision occurred between 1000～900 Ma on the northern and western margin of the Yangtze Block prior to that of the southeastern margin. Meanwhile， the southeastern margin of the Yangtze Block was still an active continental margin in the subduction zone. At ～830 Ma， the amalgamation between the Yangtze and Cathaysia Blocks took place along the Jiangnan Orogen， and the continent-arc-（micro）continent “soft collision” developed rather than mountain uplift and high-grade metamorphism，and the masses were in a state of “connection rather than integration”； the asthenosphere upwelling and extension due to the delamination of the oceanic lithosphere might cause the partial melting of the overlying lithosphere and crust to generate the 830～820 Ma S-type granites. Accompanied with the global rifting of the Rodinia supercontinent， the South China rift opened at ca. 820 Ma， thus developing a large number of extension-related A-type acidic rocks and basic dykes during 800～780 Ma in the subsequent cracking process. During the following strengthening extension， the basic rocks with alkaline and MORB affinities were formed in the period 760～750 Ma， and during which the asthenosphere mantle provided both heat and material.

Middle Neoproterozoic； S-type granites； A-type acid rocks； basic rocks； soft collision； Jiangnan Orogen；South China

P595； P597

A

1001-1552（2016）04-0753-019

2015-06-10； 改回日期： 2015-08-25

項(xiàng)目資助： 國(guó)家自然科學(xué)基金（41402103， 41372124， 41502114， 41302091， 41202048）和中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局地質(zhì)調(diào)查項(xiàng)目（12120115004501，121201010000150005）聯(lián)合資助。

鄧奇（1983-）， 男， 助理研究員， 主要從事沉積學(xué)與巖石大地構(gòu)造學(xué)研究。Email： dengqi290@163.com

王劍（1962-）， 男， 研究員， 主要從事沉積盆地分析與石油地質(zhì)研究。Email： w1962jian@163.com