扬子西缘新元古代盐边群火山岩年代学及大地构造背景

Geochronology and Tectonic Significance of Neoproterozoic Volcanic Rocks from Yanbian Group in Western Yangtze Block

摘要

扬子板块西缘新元古代盐边群广泛发育一系列火山岩，其年代学和构造背景对理解扬子板块前寒武纪构造演化具有重要意义.本文获得盐边群乍古组、小坪组、渔门组和荒田组火山岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为934±5 Ma、863±4 Ma、843±7 Ma和797±9 Ma，精确限制了盐边群时代为934~797 Ma.荒田组玄武岩属于钙碱性N-MORB（正常型洋中脊玄武岩）系列，轻稀土相对亏损、重稀土相对富集，具有中等程度的Nb、Ta负异常和轻微的Ti负异常，ε _Nd（t）值为3.8~4.9.荒田组玄武岩来自以石榴子石和尖晶石为稳定区的地幔橄榄岩10%~20%的部分熔融.构造背景判别图解指示荒田组玄武岩形成于活动大陆边缘弧前盆地.结合前人的研究成果，认为扬子西缘新元古代早-中期存在弧-盆地系统，扬子板块新元古代构造动力学背景应为活动大陆边缘洋-陆俯冲，板块俯冲开始的时间不晚于934 Ma.

关键词

扬子西缘 / 盐边群 / 锆石U-Pb年龄 / 地球化学 / 大地构造背景

Key words

western Yangtze block / Yanbian Group / zircon U-Pb dating / geochemistry / tectonic setting

0 引言

扬子板块作为Rodinia超大陆的重要组成部分，发育有一系列与超大陆汇聚与裂解有关的地质记录，是研究超大陆重建的重要场所（Li et al.，1999， 2006； Zhou et al.，2006a； Zhao et al.，2018， 2019；Cui et al.，2021）.虽然前人已经进行了大量的研究，但是扬子板块在超大陆中的位置仍然存在不同的争议.一种观点认为扬子板块在中元古代晚期发育与超大陆汇聚相关的造山运动，与全球格林维尔造山运动同步，同时将扬子板块放置在超大陆的中间位置（Li et al.，1999， 2006；Zhu et al.，2016）；另一种观点认为扬子板块中元古代晚期-新元古代早期不存在与超大陆汇聚有关的造山作用，新元古代中期仍然存在持续的洋-陆俯作用，扬子板块应位于超大陆的边缘位置（Zhou et al.，2006a， 2006b；Zhao et al.，2007， 2018；Chen et al.，2018）.因此，查明扬子板块中-新元古代构造演化对超大陆的重建具有重要意义.

扬子板块西缘是华南中-新元古代地层出露最完整的地区，是研究前寒武纪地质的理想“窗口”.近年来随着研究的不断深入，越来越多的中元古代地层年龄及构造属性被陆续报道.例如，中元古代晚期会理群流纹岩、凝灰岩年龄为1 063~1 011 Ma（Zhu et al.，2016；耿元生等，2017；Chen et al.，2018），登相营群英安岩时代为1 037~1 030 Ma（耿元生等，2008；Zhang et al.，2021），昆阳群火山岩年龄为1 043~1 001 Ma（Greentree and Li，2006），其原型盆地主要有被动陆缘裂谷盆地和撞击裂谷两种观点（Sun et al.，2009；Zhu et al.，2016；Chen et al.，2018）.以上成果对扬子板块前寒武纪构造演化历史及Rodinia超大陆的重建提供了丰富的资料.但是前人的研究对象主要集中在中元古界，而区域上新元古界年代学以及大地构造属性研究却相对薄弱，致使扬子板块西缘中-新元古代构造演化机制长期存在争议.

本文以扬子西缘新元古代盐边群火山岩为研究对象，开展系统的年代学、岩石地球化学和同位素分析，以期补充完善扬子西缘新元古代地层年代学及大地构造属性等相关资料，进一步理解扬子西缘中-新元古代的区域大地构造演化过程.

1 区域地质概况

扬子板块北缘以秦岭-大别造山带与华北克拉通相隔，西北缘以龙门山断裂带与松潘-甘孜地块相邻，西南缘以哀牢山-红河断裂与印支板块相邻，东南缘以四堡/江南造山带与华夏板块相接（Zhou et al.，2002；Zhao et al.，2018）（图1a）.与华北克拉通广泛分布的太古宙-古元古代结晶基底不同的是，扬子板块的前寒武纪基底主要为古-中元古代岩浆岩和变质沉积岩.太古宙岩石组合主要出露于扬子北缘，包括3.3~2.6 Ga的崆岭TTG杂岩以及2.7 Ga鱼洞子杂岩（Guo et al.，2015；Zhao et al.，2018）.最近的研究表明扬子板块基底发育大量的3.1~2.6 Ga的岩浆活动，主要包括扬子板块北缘的钟祥杂岩、陡岭杂岩和后河杂岩（Wu et al.，2014）以及扬子西缘措科杂岩（Cui et al.，2021）.扬子板块周缘广泛发育一系列新元古代岩浆岩，以中酸性侵入岩和喷出岩为主，玄武质岩石出露相对较少（Zhao et al.，2018）.

1.1　古元古代-中元古代地层序列

扬子西缘纵贯四川省西部和云南省北西部地区，区域上广泛发育一系列前寒武纪变质岩系，由于多期次构造运动的叠加，致使前寒武纪地层单元多呈断块产出（图1b）.研究区晚古元古代-早中元古代地层单元主要包括东川群、河口群和大红山群.河口群主要分布在四川省黎溪-河口一带，包括大营山组、落凼组和长冲组.主要岩性包括变质砂岩、石英钠长片岩、白云岩以及大理岩等.钠质火山岩和凝灰岩锆石定年结果为1 722~1 679 Ma（王冬兵等，2012）.侵入河口群的基性脉岩年龄为1 710~1 657 Ma（关俊雷等，2011； Chen et al.，2018）.东川群主要出露于云南省东川地区，包括因民组、落雪组、黑山组和青龙山组.主要岩性为灰岩、板岩、白云岩和砂岩等.因民组和黑山组凝灰岩锆石U-Pb年龄为分别为1 740 Ma和1 500 Ma（Zhao et al.，2010；Li et al.，2013）.侵入东川群的基性脉岩锆石U-Pb定年结果为1 783~1 670 Ma（Zhao et al.，2010）.大红山群零星出露于云南省大红山、撮科等地，包括坡头组、肥味河组、红山组、曼岗河组和老厂河组.主要岩性包括斜长角闪岩、变火山岩、石英片岩和大理岩组成.下部凝灰岩和长石石英片岩锆石U-Pb年龄为1 710~1 660 Ma（杨红等，2013）.

区域上中元古代地层主要包括昆阳群和会理群及相当地层，昆阳群主要出露在云南省易门地区，包括黄草岭组、黑山头组、大龙口组和美党组，岩性以板岩、千枚状板岩、变质石英砂岩、粉砂岩、碳酸盐岩、硅质岩等为主.黑山头组凝灰岩和基性火山岩SHRIMP锆石U-Pb年龄为1 043~1 001 Ma（Greentree et al.，2006；尹福光等，2011）.会理群主要分布于四川省会理、会东地区，包括力马河组、凤山营组和天宝山组.主要岩性为千枚岩、石英砂岩、石英千枚岩、白云岩、泥质灰岩、中-酸性火山熔岩等（四川省地质矿产局，1991）.会理群上部中-酸性火山岩锆石U-Pb定年结果为1 032~1 011 Ma（Zhu et al.，2016；Chen et al.，2018；张继彪等，2020）.

1.2　新元古代盐边群

扬子板块西缘新元古代地层主要包括盐边群及相关地层.盐边群出露于攀枝花市盐边县，主要包括乍古组、小坪组、渔门组和荒田组4个组，整体被南华系不整合覆盖.乍古组岩性为灰绿夹灰黑色粉砂质板岩、粉砂质板岩夹细砂质板岩、碳硅质板岩，底为黄褐色中-厚层状变砾岩与变粗砂岩的互层.小坪组主要岩性为青灰-深灰色绢云板岩、粉砂质板岩、粉砂岩和岩屑砂岩.渔门组岩性为深灰-灰黑色碳质绢云板岩、碳硅质板岩夹粉砂质板岩，具韵律层理、条带状构造.荒田组以变玄武岩为特征，总体为灰绿色玄武岩、玄武质角砾岩夹粉砂质板岩、硅质板岩、泥硅质岩，向上变玄武岩减少，渐变为安山质玄武岩、安山岩，玄武岩中发育杏仁状、枕状构造（四川省地质矿产局，1991）.盐边群整体为一个巨大的向斜构造，核部为荒田组、渔门组，两翼为小坪组、乍古组（图2）.

1.3　样品特征

本文样品采自盐边群各组的火山岩.荒田组火山岩为玄武岩（图3a，3b）.岩石呈深灰绿色，致密块状构造，主要组成矿物为斜长石、普通辉石和角闪石.斜长石呈规则的条板状，表面不干净，格架中充填辉石和磁铁矿颗粒，辉石呈微晶柱状，解理较清晰，部分辉石具绿泥石化和绿帘石化.不透明矿物主要成分为磁铁矿，含量约为5%，呈不规则粒状稀散状分布.渔门组火山岩为流纹质晶屑凝灰岩（图3c，3d），凝灰结构，主要由石英、长石晶屑、凝灰级玻屑和火山尘组成.晶屑呈次棱角状，部分发生溶蚀，火山尘呈尘点状紧密堆积.玻屑和火山尘已脱玻为隐晶状长英质并具轻微粘土化.小坪组火山岩为火山角砾岩（图3e，3f），岩石由火山岩屑，晶屑，玻屑和火山尘组成.火山角砾呈次棱角状、团块状、杂乱分布，晶屑主要由斜长石和少量石英组成；玻屑和火山尘脱玻为隐晶状长英质.乍古组火山岩为凝灰岩（图3g，3h）.凝灰岩镜下观察为凝灰结构，岩石由玻屑、火山尘组成.玻屑呈现出清晰的弧面棱角状、鸡骨状等，混杂分布，与火山尘一起脱玻为隐晶状长英质已脱玻为隐晶状长英质并具有轻微粘土化.

2 测试方法

2.1　LA-ICP-MS锆石定年

锆石U-Pb定年工作在武汉上谱分析科技有限责任公司LA-ICP-MS上进行.GeolasPro激光剥蚀系统包括MicroLas光学系统和COMPexPro 102 ArF 193 nm准分子激光器两部分构成，ICP-MS仪器的型号是Agilent 7700e.载气选用氦气，补偿气选用氩气，在激光剥蚀过程进行灵敏度的调节，激光剥蚀系统装配有信号平滑装置.本次分析的激光束斑直径为30 µm，频率为50 Hz.在U-Pb同位素测试中，同位素的分馏校正使用标样91500进行，微量元素含量的分馏校正选取玻璃标准物质NIST610进行.每个分析点的测试包括20~30 s空白信号以及50 s样品信号数据.软件ICP MS Data Cal用来进行样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Pb同位素比值和年龄计算等离线处理.谐和图的绘制采用以及年龄加权平均计算采用Ludwig（2003）编写的Isoplot/Ex_ver3程序.

2.2　全岩主微量分析

全岩主量元素和微量元素分析测试在武汉上谱分析科技有限责任公司完成.分析测试仪器为PrimusⅡ X射线荧光光谱仪（XRF）.测试流程如下：第1步将样品粉末放置于105 ℃的烘箱中烘干；第2步，12 h后，取大约1克样品放在陶瓷坩埚中，然后在~1 000 ℃的马弗炉中灼烧2 h，取出冷却至常温，最后称量计算烧失量；第3步，分别称取6.0 g助熔剂、0.6 g待测样品和0.3 g NH₄NO₃置于铂金坩埚中，在1 150 ℃温度下熔融15 min，然后取出样品冷却，最后取出玻璃片以备XRF测试.

全岩微量元素分析测试仪器为Agilent 7700e ICP-MS.测试流程如下：第1步，将待测试的粉末样品放在105 ℃的烘箱中烘干；第2步，烘干12 h后，准确称取50 mg测试样品放在Teflon溶样弹中；第3步，按顺序依次加入1 mL高纯度HNO₃和1 mL高纯度HF；第4步，在钢套中放入Teflon溶样弹，拧然后放在190 ℃的烘箱中加热；第5步，加热一昼夜之后，将溶样弹取出并冷却，后置于140 ℃的电热板上蒸干，然后加入1 mL HNO₃并再次加热蒸干；第6步，加入1 mL HNO₃、1 mL H₂O和1 mL内标In（浓度为1×10^-6），重复第4步骤；第7步，将测试溶液转入聚乙烯料瓶中，并且用2%浓度的HNO₃稀释至100 g以备ICP-MS测试.

2.3　Nd同位素

全岩Nd同位素分析测试工作在北京中科矿研检测技术有限公司进行.采用静态方式开展对钕同位素的测定.测量¹⁴⁰Ce是为了监控¹⁴²Ce对¹⁴²Nd的干扰，测量¹⁴⁷Sm是为了监控¹⁴⁴Sm、¹⁴⁸Sm对¹⁴⁴Nd、¹⁴⁸Nd的干扰.在开始测试样品前，使用ThermoFisher调谐液（Nd含量为200 μg/L）对Neptune Plus进行优化，包括等离子体部分（矩管位置和载气流速等参数）和离子透镜参数，以达到最大灵敏度.化学分离后的样品用2% HNO₃引入质谱，使得¹⁴⁶Nd的信号强度为8 V左右（溶液中钕浓度约为200 μg/L），使用自由雾化器进样方式.样品测试完成后，使用2% HNO₃溶液清洗进样系统，然后开始下一个样品的测量.¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值采用¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd=0.721 9进行指数归一化校正.

3 测试结果

3.1　锆石U-Pb年龄

火山岩锆石U-Pb年龄分析结果见表1.盐边群火山岩锆石虽形态各异，但是阴极发光图像下均具有典型的岩浆生长震荡环带与韵律结构（图4），并且锆石的Th/U比值均大于0.1，与岩浆锆石一致.荒田组玄武岩共有11颗锆石进行U-Pb定年，获得11组年龄数据.其中3个测点数据协和度较低，不参与计算，1个测点年龄明显偏大，可能为捕获锆石.其余7个数据点均位于谐和线上或附近，且年龄值比较集中（图5a），²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄加权平均值为797±9 Ma（MSWD＝0.21），代表了荒田组玄武岩的形成时代.对渔门组晶屑凝灰岩17颗锆石进行U-Pb定年，获得17组数据和对应的锆石年龄.2个测点年龄数据协和度较低，不参与计算.5个测点年龄明显偏小，可能为变质年龄.其余10数据点均位于谐和线上或附近，且年龄值比较集中（图5b），它们的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄加权平均值为843±7 Ma（MSWD=0.97），代表渔门组晶屑凝灰岩的形成时代.对小坪组火山角砾岩28颗锆石进行U-Pb定年，获得28组

年龄数据.3个测点年龄明显偏大，可能为捕获锆石.其余25个数据点均位于谐和线上或附近，且年龄值比较集中（图5c），它们的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄加权平均值为863±4 Ma（MSWD=0.64），代表小坪组火山角砾岩的形成时代.对乍古组凝灰岩19颗锆石进行U-Pb定年，获得19组年龄数据.3个数据点协和度较低，不参与加权计算，1颗锆石年龄明显偏小，可能由于铅丢失导致.剩余15个数据点均位于谐和线上或附近，且年龄值比较集中（图5d），它们的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄加权平均值为934±5 Ma（MSWD=

0.21），代表乍古组凝灰岩的形成时代.

3.2　全岩主、微量元素

全岩地球化学分析结果见表2.荒田组玄武岩SiO₂含量为46.32%~48.69%，MgO含量为6.31%~6.81%；Na₂O含量为1.91%~3.25%；K₂O含量为0.19%~0.27%；FeO^T含量为12.26%~14.45%；TiO₂含量为1.16%~1.76%.在不活泼元素Zr/TiO₂-Nb/Y判别图解中，样品落入亚碱性玄武岩范围（图6a），在Zr/Y-Th/Yb图解中，所有样品落入拉斑系列范围内（图6b）.样品的稀土总量为ΣREE=46×10^-6~76×10^-6.在球粒陨石标准化图中，样品轻、重稀土元素分异不明显，无明显的Eu负异常（δEu=0.9~1.1）（图7a）.在原始地幔微量元素蛛网图中（图7b），荒田组玄武岩富集大离子亲石元素和高场强元素，样品具有中等程度的Nb、Ta负异常和轻微的Ti负异常.荒田组玄武岩微量元素配分模式与N-MORB相一致.

3.3　全岩Nd同位素特征

全岩Nd同位素分析结果见表3.荒田组玄武岩初始¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值为0.512 737~0.512 915，样品ε _Nd（t）值为3.8~4.9（图8）.

4 讨论

4.1　盐边群时代

由于测年对象的差异以及测试方法的不同，盐边群精确的地层时代一直存在争议.Li et al.（2006）根据侵入盐边群的侵入岩年龄限制了盐边群沉积年龄为920~860 Ma.Zhou et al.（2006a）于盐边群碎屑岩锆石中获得840 Ma的最大沉积年龄.Sun et al.（2009）通过沉积岩碎屑锆石限制了盐边群最大沉积年龄为870 Ma.综合前人研究结果，我们发现前人虽然利用碎屑锆石和侵入岩限制了盐边群的沉积年龄，但是盐边群各地层单元仍然缺乏精确的直接定年结果，并且前人研究结果也存在较大的差异.本文通过对盐边群各组的火山岩进行高精度锆石U-Pb测年，获得了精确的年代学数据，限定了荒田组地层时代为797 Ma，渔门组的地层时代为843 Ma，小坪组地层时代为863 Ma，乍古组地层时代为934 Ma.杜利林等（2005）获得荒田组玄武岩SHRIMP锆石U-Pb年龄为782 Ma，与本文获得的797 Ma的玄武岩年龄在误差范围内一致.野外观察发现盐边群整体为一个巨大的向斜构造，最年轻的核部为荒田组，最老的两翼乍古组.另外，Zhang et al.（2021）获得侵入盐边群乍古组的花岗岩脉的时代为920 Ma，也佐证了本文获得的盐边群地层时代的准确性.因此，我们限定盐边群地层时代为934~797 Ma.

4.2　岩石成因

荒田组玄武岩具有较低的LOI（烧失量）值（0.9%~1.4%），说明后期的蚀变作用较弱，因此主、微量元素以及全岩Nd同位素可以反映岩石初始的岩浆组成.地幔来源的玄武质岩浆在上升过程中会受到分离结晶作用影响，因此成岩后的岩石在元素组成上具有多样性.在哈克图解中，荒田组玄武岩MgO与FeO^T呈正相关性，表明玄武岩经历了橄榄石的分离结晶作用（图9）.MgO与CaO呈负相关性，说明玄武岩并未经历单斜辉石的分离结晶作用（图9）.MgO与TiO₂呈正相关性，说明成岩过程中存在铁钛氧化物的汇聚（图9）.另外，样品无明显的Eu和Sr负异常，说明斜长石的分离结晶作用较弱（图7）.在成岩过程中，同化混染作用通常会伴随着分离结晶作用出现.在球粒陨石和原始地幔标准化图中，荒田组玄武岩表现出与N-MORB相一致的配分模式，并且所有样品均具有正的ε _Nd（t）值（3.8~4.9），说明荒田组玄武岩具有N-MORB来源.然而，与典型的N-MORB型岩浆岩相对比，本文所有样品具有相似的中等不相容元素含量，但是却具有明显高的Rb、Ba和Sr含量.另外，荒田组玄武岩具有比N-MORB型岩浆岩低的Nb/Ta（12.9~14.0）和Nb/Yb（0.42~0.59）含量（Sun and McDonough，1989），说明荒田组玄武岩在岩浆上升过程中受到了与俯冲相关的物质的混染作用.另一方面，所有样品具有较低的Zr/Y（2.3~2.5）比值以及TiO₂（1.16%~1.76%）含量，也证明了与俯冲相关的物质的加入.在Zr-TiO₂判别图解中（图10a），所有样品落在了MORB（洋中脊玄武岩）与VAB（岛弧玄武岩）的交叉区域；同样的，在Ba/Nb-La/Nb判别图解中（图10b），样品落在了MORB与岛弧火山岩的过渡区域.以上特征说明荒田组玄武岩来自被俯冲带物质混染的MORB型源区.

俯冲带与板片俯冲相关的物质主要包括俯冲板片释放的流体/熔体以及板片沉积物来源的熔体.由于不同元素的活动性存在差别，Nb/Y比值可以很好的区分不同类型的俯冲带物质.荒田组玄武岩具有较低的Nb/Y比值以及正的ε _Nd（t）值，在Nb/Y-ε _Nd（t）判别图解中（图10c），所有样品落在了俯冲板片流体区域内，说明荒田组玄武岩成岩过程中有俯冲带板片流体的加入.

幔源岩浆岩源区特征以及部分熔融程度可以通过稀土元素含量以及比值来进行判别（Aldanmaz et al.，2000）.由于尖晶石对Sm和Yb元素具有相似的分配系数，所以在尖晶石稳定区发生的部分熔融不会改变Sm/Yb的比值，因此以尖晶石二辉橄榄岩作为源区的岩浆岩在部分熔融过程中会形成一条近平直的曲线（图10d）.另一方面，石榴子石对Yb（Dgarnet/melt=6.6）分配系数远大于Sm（Dgarnet/melt=0.25），石榴子石稳定区发生部分熔融将使Sm/Yb的比值发生明显分异.因此随着石榴子石二辉橄榄岩地幔的部分熔融程度的增加，以石榴子石二辉橄榄岩为源区的岩浆岩部分熔融曲线的斜率远大于尖晶石二辉橄榄岩，形成一条很陡的曲线（图10d）.在Sm/Yb-Sm图解中，荒田组玄武岩落在尖晶石+石榴石二辉橄榄岩（50∶50）曲线上，说明样品由尖晶石+石榴石二辉橄榄岩经过中等程度（10%~20%）的部分熔融形成（图10d）.

4.3　构造背景

野外岩石组合特征与微量元素地球化学分析相结合可以更加精确的判断岩石形成的构造背景.荒田组玄武岩具有MORB特征，说明其形成于伸展背景下.与伸展有关的构造背景主要包括弧后盆地、弧前盆地、大陆裂谷以及后造山伸展等（Fan et al.，2001；Ukstins et al.，2002；Brewer et al.，2004；Greentree et al.，2006）.研究区同时期的基性岩均具有明显的Nb、Ta和Ti负异常，形成于岛弧相关的环境下，扬子西缘新元古代早-中期构造属性为活动大陆边缘（Zhao et al.，2018）.在微量元素蛛网图中，所有样品均具有中等程度Nb、Ta负异常，说明荒田组玄武岩形成于板块俯冲相关的背景，因此荒田组玄武岩不可能形成于大陆裂谷环境.前人研究表明，扬子西缘洋-陆俯冲作用一直持续至740 Ma（Zhao et al.，2018）.在Zr-Ti判别图解中（图10a），所有样品落在了MORB（洋中脊玄武岩）与VAB（岛弧玄武岩）的交叉区域，说明荒田组玄武岩同时具有洋中脊玄武岩与岛弧玄武岩的地球化学特征.同时兼具洋中脊玄武岩与岛弧玄武岩特征的构造背景主要包括弧前盆地和弧后盆地.荒田组玄武岩具有平坦-亏损的稀土稀土配分模式，而与弧后盆地玄武岩富集轻稀土的典型特征不一致.另外，荒田组玄武岩来自亏损地幔物质的部分熔融，主要受到大洋俯冲板片流体的交代，而壳源物质加入很少，不同于弧后盆地岩浆岩被大量壳源物质交代的特征.弧前盆地岩石组合主要有MORB、高镁中性岩和玻安岩等.前人研究结果表明，扬子西缘同时期的MORB以及高镁中性岩已被陆续报道，主要包括830 Ma的水陆高镁闪长岩（Zhu et al.，2016），833 Ma的同德高镁闪长岩（Li and Zhao，2018）和812 Ma的三里岗洋中脊玄武岩等（Liu and Zhao，2019）.高镁闪长岩具有中等的SiO₂含量，较高的MgO含量以及较低的TiO₂含量，表现出富集的Nd同位素特征，主要来自受俯冲板片物质交代的地幔物质，与日本Setouchi高镁安山岩具有相似的地球化学特征（Zhao et al.，2018）.洋中脊型玄武岩表现出与弧前盆地玄武岩相似的微量元素和同位素组成（Liu and Zhao，2019）.综上所述，以上岩石组合类型以及岛弧玄武岩的特征说明盐边群沉积在弧前盆地环境，与西太平洋Izu-Bonin-Mariana弧前盆地系统相似（Reagan et al.，2010）.

4.4　新元古代弧-盆系统

随着Rodinia超大陆研究的深入，扬子板块由于发育广泛的中-新元古代沉积岩和岩浆岩而受到广泛关注.前人已经做了大量卓有成效的工作，但是扬子板块中-新元古代构造属性仍然存在不同观点.“地幔柱”和“板内裂谷”观点认为扬子板块新元古代岩浆活动形成于非造山的大陆裂谷盆地，标志着Rodinia超大陆的裂解（Li et al.，1999；Zheng et al.，2008）.但是越来越多研究表明华南地区与地幔柱相关的岩浆岩（例如大陆溢流玄武岩、高镁玄武岩和碱性玄武岩）出露范围极为有限.另外，华南地区新元古代早-中期岩浆活动主要以长英质岩浆岩为主，镁铁质岩浆岩分布范围远小于长英质火成岩.扬子板块新元古代岩浆岩也不具有地幔柱岩浆岩放射状分布的特征，而是呈带状分布，不具有地幔柱成因的大火成岩省特征（Yao et al.，2015），因此扬子板块新元古代早-中期岩浆活动并非地幔柱活动的产物.大量研究表明扬子板块西缘870~740 Ma岩浆岩的成因和构造背景均与板块俯冲作用有关，Zhao et al.（2018）提出扬子板块西缘和北缘在新元古代时期存在长期的（870~740 Ma）洋-陆俯冲作用.Sun et al.（2009）通过碎屑锆石年代学和同位素地球化学研究认为扬子西缘在新元古代时期存在持续的近东西向的板块俯冲作用，洋-陆俯冲时限为1 000~740 Ma.根据岩石类别以及年龄的不同，可以将扬子板块西缘新元古代岩浆岩分为两组，第1组为正常岛弧岩浆岩，时代为925~780 Ma，主要岩性包括镁铁-超镁铁质岩和长英质侵入岩.镁铁-超镁铁质岩包括910 Ma的共和角闪辉长岩（张继彪等，2020）、810 Ma的攀枝花辉长-辉绿岩（Zhu et al.，2019a）、812~806 Ma的高家村和冷水箐辉长岩体（Zhou et al.，2006b）以及800 Ma的石棉辉长岩（Hu et al.，2020），这些镁铁-超镁铁质岩均具有岛弧岩浆岩的特征，形成于活动大陆边缘岛弧环境.长英质侵入岩主要包括860 Ma关刀山闪长岩体（Du et al.，2014）、925 Ma的共和花岗岩（Zhang et al.，2021）、780 Ma的大鲁钙碱性I型花岗岩（Zhu et al.，2019b）和860 Ma的格宗花岗岩（Zhou et al.，2002）等.这些岩体同样具有岛弧岩浆岩特征（图12a）.第2组是埃达克质岩石，主要包括750 Ma的雪隆包岩体、780 Ma的磨盘山岩体、760 Ma的大田岩体和760 Ma的大尖山岩体（Zhou et al.，2006b；Zhao and Zhou，2007），这些埃达克质岩体来自俯冲的大洋板片的部分熔融，形成于洋-陆俯冲作用的后期（图12b）.扬子板块与新元古代岛弧配套的盆地体系的记录同样广泛，刘述德等（2021）于扬子西北缘获得的830 Ma玄武岩同时兼具洋中脊玄武岩和岛弧玄武岩特征，形成于弧后盆地环境.Zhou et al.（2006a）根据岩石组合特征以及构造格局，提出扬子西缘盐边群沉积岩形成于弧后盆地.Luo et al.（2018）获得扬子西北缘铁船山和陶家坝A型花岗岩年龄为780~770 Ma，形成于弧后裂谷.本文获得扬子西缘盐边群时代为934~798 Ma，岩石组合和火山岩地球化学特征表明盐边群形成于弧前盆地.本文及前人研究成果表明，扬子板块西缘在新元古代早-中期发育持续的近东西向的洋-陆俯冲作用，但是地质调查成果表明扬子西缘南段新元古代地质体构造走向总体呈近东西向展布，这就说明研究区极有可能同时存在东西向以及南北向的俯冲作用（图11a），这就导致扬子西缘与岛弧相关的岩浆岩由北向南呈带状展布，而扬子西缘南段地质体构造走向总体呈近东西向展布.综上，扬子西缘在新元古代早-中期构造背景应为活动大陆边缘（图11b），而非前人所认为的与地幔柱有关的板内非造山裂谷作用.

5 结论

（1）扬子西缘盐边群乍古组凝灰岩锆石U-Pb年龄为934±5 Ma，小坪组火山角砾岩锆石U-Pb年龄为863±4 Ma，渔门组晶屑凝灰岩锆石U-Pb年龄为843±7 Ma，荒田组玄武岩锆石U-Pb年龄为797±9 Ma.

（2）荒田组玄武岩具有N-MORB特征，富集大离子亲石元素及高场强元素，由尖晶石+石榴石二辉橄榄岩经过中等程度（10%~20%）的部分熔融形成.

（3）荒田组玄武岩兼具洋中脊和岛弧的双重地球化学特征，属于弧前盆地玄武岩；盐边群形成于活动大陆边缘弧前盆地环境，与持续的板块俯冲作用有关.扬子板块西缘新元古代洋-陆俯冲时限不晚于934 Ma.

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基金资助

中国地质调查局地质调查项目(DD20221645)