_江南造山带_变质基底形成的构造环境及演化特征_王自强

_江南造山带_变质基底形成的构造环境及演化特征_王自强第58卷第3期2012年5月地质论评GEOLOGICALREVIEWVol．58No．3May2012注：本文为科技部科技基础性工作专项（编号2011FY120100）和中国地质调查局地调项目（编号121201*********）的成果。收稿日期：2011-11-21；改回日期：2012-04-25；责任编辑：章雨旭。作者简介：王自强，男，1937年生。教授。主要从事大地构造学研究。联系人：高林志，研究员，Email：gaolzh@cags．ac．cn。“江南造山带”变质基底形成的构造环境及演化特征王自强1），高林志2），丁孝忠2），黄志忠3）1）中国地质大学（北京），北京，100083；2）中国地质科学院地质研究所，北京，100037；3）江西省地质调查院，南昌，330201内容提要：“江南造山带”变质基底的形成和演化长期存在不同认识。本文试图通过区域地层对比、火山—沉积组合、构造变形特征，大量新的测年数据以及淡色花岗岩（MPG）和含堇青石花岗闪长岩（CPG）等岩体的分布及产出的构造环境分析，再次探讨“江南造山带”变质基底的构造环境和演化特征。笔者等认为“江南造山带”变质基底的形成和演化与1．10．9Ga的“格林威尔运动”无关，它是Rodinia超大陆裂解后的不同陆块（如扬子陆块、华夏陆块等）的大陆边缘沉积，经830780Ma之晋宁运动期碰撞造山，进而构成新元古代中—晚期扬子古陆新的増生大陆边缘。晋宁期碰撞造山的特征是：在时间演化方面经历了早期初始强烈碰撞、挤压变形—松弛拉张接受不同规模裂陷盆地或裂谷火山—碎屑沉积—终期再碰撞演化过程；在空间变化方面则显示为构造环境的多样性。以湘、赣边界剪切断裂带和鄱阳湖—赣江剪切断裂带为界，形成三种不同的构造环境。湘黔桂代表的西部区段和赣西北代表的中部区段均为被动大陆边缘的陆—陆对接碰撞构造环境。但二者在挤压和拉张强度和规模的差别，导致两区段构造形态的不同。赣皖浙东部区段为活动大陆边缘具多列岛弧及弧后盆地的洋—陆俯冲—碰撞构造环境。关键词：“江南古陆”变质基底；扬子陆快；华夏陆块；淡色花岗岩；大陆边缘“江南造山带”一词是20世纪3040年代中国地质学家在研究湘、黔、桂、赣、皖、浙等省老变质岩基础上产生的。黄汲清（1945）首先提出“江南古陆”，被称作“江南地轴”，槽台学说引领华南前寒武纪地层研究（任纪舜等，1990），自“格林维尔运动（Grenvillian）”全球构造体系引入中国后，“江南古陆”研究最终演变为“江南造山带”研究（李江海等，1999）。目前，关于“江南造山带”变质基底的构造属性和演化特征的认识大体经历了3个发展阶段。（1）60年代前，槽台构造在中国占主导地位，认为其构造属性是地槽回返的褶皱带（黄汲清，1954；陈国达，1956）；（2）70年代后，随着“板块构造”理论的引入和发展（李春昱，1981；乔秀夫和耿树芳，1981；许靖华，1980，1987），认为“江南造山带”变质基底的形成是华夏板块向扬子板块俯冲，由岛弧、弧后盆地组成的洋陆碰撞造山带（郭令智等，1980，1996，徐备，1984，1994）。王鸿祯（1994）提出以湘赣交界为界，分为东、西两段；西段属以裂陷为主的被动大陆边缘，为780Ma前形成褶皱基底的“新地台”；东段则以持续发展的主动大陆边缘为特征（王鸿祯等，1994）。（3）20世纪初，根据华南地区侵入四堡群（及其相当层位）的花岗岩体和被板溪群（及其相当层位）高角度不整合覆盖的浅变质绿片岩地层的深入研究，确定岩体主要为淡色花岗岩（MPG）和含堇青石花岗闪长岩（CPG）。通过锆石U-Pb测年研究，岩体的年龄基本都在826820Ma范围内（LiZhengxiangetal．2003；LiXianhuaetal．，2003；WangJianetal．，2003）。由于不少中国学者传统的测年数据将“四堡运动”与国际上“格林维尔运动”相对比，并将其纳入Rodinia超大陆全球的构造体系；特别是将板溪群（及相应地层）视为Rodinia超大陆于1．0Ga后裂解的产物，以此推断该裂解源于“地幔超柱”的活动（LiZhengxiangetal．，2003；LiXianhuaetal．，2003）。然而，周金城等（2008）从构造角度和岩矿学方面首先质疑了“江南造山带”为“格林威尔运动”的对比，随着大量前寒武纪浅变质地层中斑脱岩锆石SHRIMPU-Pb测年数据的获得，为中国学者再次认识“江南造山带”变质基底形成和演化提供了新的更加可靠的、精确的同位素年代学数据。本文试图通过地层对比、沉积组合、岩浆岩体的性质结合近年新获得的大量锆石数据和地层分布等特征试图通过三区段来讨论“江南造山带”变质基底的形成时限构造属性及构造演化过程（图1）。图1“江南造山带”变质基底构造格架Fig．1Sketchmapofthemetamorphosedbasementofthetectonicframeworkof“theJiangnanOrogen”1—落可岽裂谷；2—汉阳峰裂谷；3—马涧桥裂谷；4—历口裂谷；Y—扬子陆块；Yz—扬子大陆边缘；C—华夏陆块；Yc—华夏大陆边缘1—Luokedongrift；2—Hanyangfengrift；3—Majianqiaorift；4—Likourift；Y—YangtzeBlock；Yz—continentmarginoftheYangtze；C—CythaysiaBlcok；Yc—continentmarginoftheCythaysia1“江南古陆”变质基底构造格局1．1地质背景精确的地层对比是正确建立“江南造山带”变质基底构造格局的主要依据之一，近年来华南各省地层清理的重要成果和大量新获之SHRIMP锆石U-Pb年龄数据（高林志等，2011a），为区域地层的划分和对比提供了坚实的基础。故此，本文提出下列对比方案（表1）。表1的资料表明，组成“江南造山带”变质基底的地层基本都新于900Ma，由“四堡运动”所代表的不整合面的时限范围，基本限于840820Ma。笔者等认为，“江南造山带”变质基底的形成与“格林威尔运动”无关，是Rodinia超大陆裂解的华夏陆块与扬子陆块间的拉张和地方性的晋宁运动期碰撞造山的产物。1．2新元古代花岗岩体在“江南造山带”范围内，自西而东分布着大小不等、侵入于浅变质岩基底（四堡群）中的花岗岩体。李献华等（LiXianhuaetal．，2003）系统研究后，认为这些岩体主要为含白云母高铝花岗岩（MPG）和含堇青石高铝花岗闪长岩（CPG），均属S型花岗岩类，并且获得这些岩体锆石测年结果。不同类型的花岗岩可以反映不同构造环境，目前花岗岩可主要分为三大基本类型：即S型、I型和A型花岗岩。而S型花岗岩为源于陆壳部分熔融而形成的含白云母、堇青石的强过铝花岗岩及花岗闪长岩，代表了陆—陆碰撞带构造环境的产物。（1）桂北三防、元宝山和本洞岩体：岩体均侵入于四堡群，被丹洲群（各地层单元的时代归属见表1，后同）不整合覆盖。三防和元宝山岩体均为富含204地质论评2012年表1“江南造山带”变质基底新元古代早期地层对比表Table1EarlyNeoproterozoicstratigraphicalcorrelationinthe“JiangnanOrogenBelt”石英和长石、黑云母（含量1%7%）淡色花岗岩类（MPG）。两岩体的锆石U-Pb年龄分别为826ʃ16Ma和824ʃ4Ma（LiXianhuaetal．，2003）。本洞岩体则为缺失普通角闪石的黑云母花岗闪长岩，黑云母含量10%17%。其锆石U-Pb年龄为819ʃ9Ma（LiXianhuaetal．，2003）。（2）赣西北九岭花岗岩体：此前仅笼统称其侵入于双桥山群，但其实际仅侵入于与双桥山群同期的宜丰组。九岭岩体的主体为富黑云母堇青石花岗闪长岩（CPG），其次为二云母花岗岩，亦属典型的S型花岗岩。主体花岗岩的锆石U-Pb年龄分别为819ʃ9Ma（LiXianhuaetal．，2003）和828ʃ8Ma（钟玉芳等，2005）。（3）皖南休宁—屯溪地区的休宁、许村、歙县等三个小型岩体，岩体均侵入于上溪群，被南华系休宁组不整合覆盖。三个岩体均为富黑云母含堇青石花岗闪长岩。许村岩体SHRIMP锆石U-Pb年龄为823ʃ8Ma（LiXianhuaetal．，2003）。LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄，分别为823ʃ7Ma827ʃ7Ma（许村岩体）、824ʃ9Ma825ʃ7Ma（休宁岩体）、823ʃ9Ma824ʃ6Ma（歙县岩体，吴荣新等，2005）。此外，德兴附近的灵山、莲花山等A型花岗岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb平均加权年龄，分别为823ʃ18Ma和814ʃ26Ma（薛怀民等，2010）。上述花岗岩体的岩石类型均属S型及A型花岗岩。代表着“华夏陆块”与“扬子陆块”的陆—陆对接碰撞和洋、陆俯冲—碰撞的构造环境。花岗岩形成年龄，代表两个陆块初始碰撞的时期，或者说导致“江南造山带”形成的“四堡运动”大致发生在830820Ma或稍早。但绝不是“格林维尔”运动的体现，而是与我国南方的“晋宁运动”期相关造山运动。如考虑当前花岗岩出露的位置，则可能代表了两个陆块初始碰撞的界线（图1）。2“江南造山带”变质基底的沉积组合及构造演化特征“江南造山带”变质基底的地层包括870Ma820Ma的四堡群、梵净山群、冷家溪群、苍水铺群、双桥山群、宜丰岩组、星子岩群、上溪（溪口）群、双溪坞群和平水群；820780Ma的地层有丹洲群、下江群、板溪群、落可岽组、汉阳峰群、马涧桥组、厉口群和河上镇群，此外，还有赣、皖、浙交界地区的井潭304第3期王自强等：“江南造山带”变质基底形成的构造环境及演化特征组和登山群。近年来，井潭组（群）LA-ICP-MS锆石U-Pb测年研究，获得该组上部火山岩锆石U-Pb年龄776ʃ10Ma和中部火山岩锆石U-Pb年龄820ʃ16Ma（吴荣新等，2007）。吴荣新等认为井潭组（群）是两期弧—陆碰撞的火山产物，表明井潭组及登山群跨越了820Ma前780Ma的地层时代。从“江南造山带”不同区段、不同时期地层的沉积组合、地层变形及岩浆活动等特征，可以看出“江南造山带”变质基底的形成和演化大体经历了始于870Ma前的裂解拉张阶段，840820Ma的初始挤压碰撞阶段和820780Ma的舒缓拉张阶段；780770Ma的终结碰撞造山阶段。但是，不同区段的沉积组合及构造演化特征亦各有特色。现分区段叙述如下：2．1西部区段（湘、黔、桂地区）该区段东界湘、赣边界剪切断裂带，西界是否止于中元古界东川群、昆阳群等所代表的“滇东陆块”尚待探讨。其构造演化大体经历如下几个阶段（图2）。2．1．1870Ma前的拉张裂解阶段传统认识是1．30．95Ga的格林威尔运动导致Rodinia超大陆的形成。而以四堡群、冷家溪群（及其相当层位）的地层所构成的“江南造山带”基底，也就是＞1．0Ga的Rodinia超大陆的宿主岩，随着1．0Ga后Rodinia超大陆的裂解，出现以板溪群、下江群（及其相当地层）为代表扬子古陆的大陆边缘沉积（WangJianetal．，2003）。但是，据近年来获得的大量U-Pb锆石测年数据及岩浆活动规律表明，“江南造山带”并非格林威尔期的变质基底，而是随Rodinia大陆裂解而产生的来自不同中间陆块的大陆边缘沉积，包括：（1）冷家溪群：主要发育于鄂西南—湘北地区，由一套浅灰绿色、浅灰色为主的浅变质细粒碎屑岩、粘土岩及凝灰质细屑岩组成，底部夹碳酸盐岩团块。该群下—中部均为浊流沉积，下部发育有基—中性火山熔岩，中部浊积岩见有缓坡斜层理及底模构造，上部以石英杂砂岩、凝灰质岩屑杂砂岩及板岩互层。显然为向上变浅的沉积序列。物源供应可能由北西———南东，来自扬子陆块。该群斑脱岩夹层SHRIMP锆石U-Pb年龄为834ʃ11Ma，823ʃ12Ma和822ʃ10Ma等数据（高林志等，2010a，b）。（2）沧水铺群：仅见于湖南益阳沧水铺周围，前人认为该群不整合于冷家溪群之下的基性—酸性火山岩、火山碎屑岩，甚至将基性岩看作为洋壳物质科马提岩。本世纪初，王剑等（2003）依据沧水铺群814ʃ32Ma，SHRIMP锆石U-Pb年龄，将冷家溪群视为中元古代变质地层，经“格林威尔”运动，以820Ma为界，是Rodinia超大陆裂解初期的产物。然而，新获得的沧水铺群下部火山集块岩SHRIMP锆石U-Pb821ʃ13Ma年龄标示了武陵运动的结束（高林志等（2012）。沧水铺群不是扬子陆块与华夏陆块裂解初期的产物，而是代表裂解晚期最强拉张点的产物，且难以确定为洋壳出现。（3）梵净山群：下部为夹有多层砾岩、火山集块岩的变质沙泥质沉积。砾石成分复杂，其中不乏花岗岩砾石，表明沉积物是源于扬子陆块的硅铝质地壳。中—下部发育有基性火山熔岩（枕状熔岩，840MaSHRIMP锆石U-Pb年龄，据张传恒通讯）、细碧岩等，向上中—酸性火山岩为主，近顶部逐渐过渡为具浊流沉积特征的碎屑岩。与冷家溪群及沧水铺群沉积组合特征极为相似，同为拉张环境下扬子陆块的大陆边缘沉积。（4）四堡群：由一套片岩、千枚岩、板岩夹细碧岩—石英角斑岩组成。其原岩为浅海—半深海砂泥质（徐备等，1992），夹多层基性—中酸性火山熔岩（徐备，1994）。该群顶部斑脱岩中获得842ʃ6MaSHRIMP锆石U-Pb年龄（高林志等，2010b）。该群主要特征为本洞、三防、元宝山等淡色花岗岩体侵入，并与上覆丹洲群呈角度不整合接触。鉴于其与冷家溪群、梵净山群的沉积组合的差别，四堡群是否能代表华夏地块北部大陆边缘沉积尚待进一步研究。2．1．2830820Ma为陆—陆对接碰撞初始阶段随着三防、元宝山等淡色花岗岩体的侵入，四堡群、冷家溪群等地层的变质和变形及与上覆地层的不整合接触关系，表明扬子陆块与华夏陆块的初始对接挤压碰撞的完成。此次初始碰撞即常称的“四堡运动”、“武陵运动”或“梵净山运动”，但传统上都将其与格林威尔运动（1．10．9Ma）对比；根据最新地层凝灰岩获得的锆石年龄，传统的对比模式明显不妥，将其作为晋宁运动的表现似更为合理。2．1．3820780Ma为再次拉张阶段通常较大规模的构造变动都具有较长的运动过程，在这个过程中运动的应力总会出现张—驰或强—弱的系列变化。820Ma扬子陆块和华夏陆块初始对接碰撞后，“江南造山带”进入了相对松驰拉张阶段。此阶段“江南造山带”西部区段沉积了代404地质论评2012年图2“江南造山带”湘黔桂区段新元古代早期构造演化图Fig．2EarlyNeoproterozoicTectonicdevelopmentinHunan—Guizhou—GuangxiareaPt23（Nh）—南华系；Pt1d3bx—板溪群；Pt1d3dz—丹洲群；Pt1c3cs—沧水铺群；Pt1c3lj—冷家溪群；Pt1c3sb—四堡群Pt23（Nh）—NanhuanSystem；Pt1d3bx—BanxiGroup；Pt1d3dz—DanzhouGroup；Pt1c3cs—CangshuipuGroup；Pt1c3lj—LengjiaxiGroup；Pt1c3sb—SibaoGroup表早新元古代最晚期的地层。包括板溪群、下江群和丹洲群。在上述地层中获得大量SHRIMP锆石U-Pb年龄，均集中在814780Ma之间（高林志，2010a，b，2011a）。504第3期王自强等：“江南造山带”变质基底形成的构造环境及演化特征（1）板溪群：主要出露于湘西的北部和中部，湘西北的石门—安化地区主要为一套红色砂、泥滨—浅海沉积，中、上部夹火山碎屑岩基层状凝灰岩。岳阳临湘地区板溪群张家湾组（803ʃ8Ma，高林志等，2011b）等同于湘西北石门地区的老山崖组（809ʃ16Ma，尹崇玉等，2007）。而安化—双峰一线以南板溪群则相变为灰黑—灰色沙泥质浅海—深浅海沉积，夹中酸性火山岩及火山碎屑岩。（2）下江群：出露于黔东地区，底部砂砾岩（芙蓉坝组）见于黔东北梵净山区和黔东南丛江地区该群在黔东北不整合于梵净山群之上，来自侵入下伏地层白岗岩砾石SHRIMP锆石U-Pb年龄（835ʃ5Ma，高林志等，2011d）；在黔东南不整合于侵入四堡群的摩天岭花岗岩之上（827ʃ6Ma，高林志等，2010b）。向上逐渐过渡为含碳硅泥质沉积、凝灰质岩屑杂砂岩和泥岩组成的浊流沉积组合。下江群的最高层位出露在余庆—锦平一带，推测该群来自北西（扬子陆块）和南西（华夏陆块）的双向物源。（3）丹洲群：主要分布于桂北融水—三江地区，下部由一套滨海—浅海砂砾岩—泥岩夹砂岩—砂岩为主的碎屑岩组成，夹有碳酸盐岩、黑色泥岩及硅质岩，丹洲群中部合桐组凝灰岩SHRIMP锆石U-Pb801ʃ3Ma年龄。中—上部为中基性—酸性火山岩夹碎屑岩和黑色页岩，丹洲群顶部拱洞组获得SHRIMP锆石U-Pb787ʃ6Ma年龄（GaoLinzhietal．，2012）。丹洲群与下江群和板溪群的区别是下部浊积岩较发育，而中部基性、中基性火山岩发育，上部粒屑变粗、砂屑增多，除发育水平层理外，尚见有斜层理、交错层理、波状层理等海水变浅的特征。与黔东南的下江群一并视为华夏陆块北缘的沉积。2．1．4780770Ma陆—陆对接碰撞的终结阶段780770Ma期间，扬子、华夏两个陆块大陆边缘的终结对接碰撞（或者说晚期晋宁运动），促使“江南古陆”变质基底的最终形成。并完成了与扬子陆块的拼贴，随后统一接受了南华纪的盖层沉积。应该说“江南造山带”是830770Ma期间（晋宁运动期）形成的“新古陆”，并从南华纪开始成为扬子陆块增生扩大的大陆边缘。这种被动大陆边缘陆—陆对接碰撞的演化模式是西部区段典型的构造特征。2．2中部区段（赣西北地区）该区段西界湘赣边界韧性剪切断裂，东界鄱阳湖东的赣江断裂，北临长江南岸，南止萍乡—江山—绍兴断裂。本区段的总体构造环境虽然与西部区段有近似之处，但也具有本区段的独有特征（图3）。2．2．1870Ma前裂解拉张阶段扬子陆块和华夏陆块的裂解拉张分别产生了各自大陆边缘的沉积，主要包括：（1）双桥山群：主要分布于九岭富黑云母含堇青石高铝花岗岩体以北的修水、武宁地区。下部横涌组为灰绿凝灰质细砂岩夹板岩，杂色板岩夹细砂岩。中部计林组，主体岩性为紫红色板岩粉砂质板岩，变质细砂岩夹灰绿色杂砂岩、黑色板岩及少许变细碧角斑岩、变安山岩等。上部安乐林组，为灰、深灰色凝灰质砂岩、泥质板岩、黑色碳质板岩，鲍马序列发育。该群未见底，自北而南由老至新分布。代表了扬子陆块大陆边缘的边缘海浅海—陆缘斜坡的沉积组合特征。（2）星子岩群：仅见于庐山脚下和鄱阳湖西岸。上部以斜长混合花岗岩为主；中部以石榴子石云母片岩、云母石英片岩等为主，局部夹石英岩、大理岩；下部为石英岩、千枚岩夹砂岩。其原岩建造以砂泥质为主，夹硅质岩、少量基性火山岩和碳酸盐岩。显示为大陆边缘海环境的沉积产物。该群此前一直被认为是“江南造山带”最老地层，薛怀民等（2010）获得筲萁洼组840ʃ7Ma锆石SHRIMPU-Pb年龄，高林志等（2012）再次获得筲萁洼组840ʃ6Ma，833ʃ4Ma和831ʃ3Ma锆石SHRIMPU-Pb年龄；并在星子岩群流纹岩中获得825ʃ5Ma锆石SHRIMPU-Pb年龄；因此，筲箕洼组与双桥山群应同期，星子岩群可与修水组对比，均同属新元古代地层，代表九岭花岗岩体以北的扬子陆块南部大陆边缘的沉积产物。（3）宜丰岩组：分布于九岭花岗岩体以南，宜春—新余断裂以北，西止湘赣交界韧性剪切断裂带，东至鄱阳湖东的赣江断裂带。该组由深灰、灰绿色钠长绢云石英片岩、绢云片岩和砂质绢云片岩组成。下部夹多层细碧岩、辉绿岩，上部夹多层石英角斑岩。其原岩为一套砂泥质碎屑岩夹火山熔岩建造。包括深灰色凝灰质细砂岩、粉砂岩、板岩、千枚岩等。同样反映为一套拉张环境边缘海环境的沉积组合。该组获得SHRIMP测年数据854Ma（据江西地调院黄志忠新获得的数据）及在同一构造带上的湘东南地区，原属古元古代苍溪岩群中获得变凝灰岩锆石SHRIMPU-Pb年龄为855ʃ5Ma（高林志等，2011c）。2．2．2830820Ma陆—陆对接碰撞初始阶段九岭富黑云母含堇青石花岗岩的侵入标志着扬图3“江南造山带”赣西北区段早新元古代构造演化图Fig．3EarlyNeoproterozoicTectonicdevelopmentinnorthwesternJiangxiPt23（Nh）—南华系；Pt1d3lk—落可岽组；Pt1c3sj—双桥山群；Pt1c3yf—宜丰组；Pt2－3tt—潭头组Pt23（Nh）—Nanhuansystem；Pt1d3lk—LuokedongFormation；Pt1c3sj—ShuangqiaoshanGroup；Pt1c3yf—YifengFormation；Pt2－3tt—TantouFormation子、华夏两大陆块大体沿九岭花岗岩体北侧—庐山星子岩群南对接碰撞，并导致双桥山群等早新元古代地层的初始变形和变质。2．2．3820780Ma再拉张阶段随着碰撞挤压应力的舒缓，扬子陆块和华夏陆块再度拉张。于赣西北出现了以落可岽组为代表的中酸性裂谷火山岩。（1）落可岽组和马涧桥组：落可岽组仅分布于赣西北的修水—武宁之间，马涧桥组仅分布于赣东北都昌马涧桥一带，不整合于双桥山群修水组之上。为一套以紫红色为主的火山角砾岩、中酸性火山岩、凝灰质砂砾岩和层凝灰岩等。显示地壳拉张期间，沿扬子大陆边缘内侧出现的小型裂谷火山产物。（2）汉阳峰群：该群为徐备（1992）命名。仅分布于德安彭山—庐山汉阳峰一带，由一套基性和酸性火山岩组成，缺少中性岩类，岩石化学具双峰式分布特征，显然是与落可岽组相当的小型裂谷火山活动的产物。中部区段820780Ma再拉张阶段，其主要构造特征是拉张强度较弱，仅在扬子陆块的大陆边缘内形成小型火山裂谷盆地。图4“江南造山带”赣皖浙区段早新元古代构造演化图Fig．4EarlyNeoproterozoicTectonicdevelopmentinnortheasternJiangxi—southernAnhui—westernZhejiangareaPt23zt—志棠组；Pt23（Nh）—南华系；Pt1d3hs—河上镇群；Pt1d3lk—历口群；Pt1c3ps—平水群；Pt1c3sw—双溪坞群；Pt1cd3jt—井潭组（群）；Pt1c3sx—上溪群；Pt1c3sj—双桥山群；Pt2cc—陈蔡群Pt23zt—ZhitangFormation；Pt23（Nh）—NahuanSystem；Pt1d3hs—HeshangzhengGroup；Pt1d3lk—LikouGroup；Pt1c3ps—PingshuiGroup；Pt1c3sw—ShuangxiwuGroup；Pt1cd3jt—JingtanFormation（Group）；Pt1c3sx—ShangxiGroup；Pt1c3sj—ShuangqiaoshanGroup；Pt2cc—ChencaiGroup2．2．4780770Ma陆—陆对接碰撞终结阶段随扬子、华夏两陆块舒缓拉张之后，大体于780770Ma再度挤压碰撞，导致汉阳峰群的变质变形和“江南造山带”变质基底的最终形成。其挤压强度亦大于西部区段，故汉阳峰群的变形程度强于板溪群、下江群和丹洲群。2．3东部区段（赣、皖、浙地区）包括赣江断裂带以东的赣东北、皖南及赣皖浙交界地区。该区段无论在构造格架和运动机制方面与西部、中部区段都极为不同（图4）。本区段的主要特征是扬子陆块和华夏陆块的强烈拉张，出现宽阔的洋壳。随着华夏陆块开始向扬子陆块的不断汇聚，构成复杂沟—弧—盆体系的活动大陆边缘俯冲—碰撞的构造类型（图4）。2．3．1870Ma前裂解拉张阶段该阶段本区主要出露地层包括双桥山群、上溪群、双溪坞群和平水群等。（1）双桥山群：主要分布于赣东北乐平以西，湖口、波阳、经公桥一线以南。包括下部横湧组和中部计林组。横湧组为一套滨浅海相的砂泥质沉积。下部以浅灰———灰绿色凝灰质细砂岩夹凝灰质板岩。上部为灰色、蓝灰色砂板岩互层，东部夹多层黑色碳质板岩，并渐变为浊流沉积。计林组在赣东北为边缘海相紫红、灰绿色砂泥质沉积夹变余凝灰质细砂岩和粉砂岩，再东则相变为浊积岩。高林志等（2008）于双桥山群横湧组和安乐林组中分别获得831ʃ5Ma和829ʃ5MaSHRIMP锆石U-Pb年龄值。鉴于本区双桥山群自NW—SE由滨、浅海沉积相变为海相浊流沉积，这一沉积分布特征表明物源供应可能来自扬子陆块。（2）上溪群（皖南称溪口群）：分布于皖南祁门—休宁一线以南，德兴东侧的赣东北断裂以西。主要出露下部为木坑组，上部为牛屋组。木坑组由灰色厚层—块状变质粗粒凝灰质杂砂岩夹板岩，向上为凝灰质板岩夹细砂岩。牛屋组下部为含泥砾、具冲刷构造的灰色厚层—块状变质粗—细粒凝灰质砂岩夹黑灰色薄层变质粉砂岩，具鲍马序列。中部为灰色中、薄层变质凝灰质杂砂岩和板岩互层，具粒序层、小型冲刷面和槽模构造。上部灰色中—薄层变质杂砂岩、粉砂岩和黑色板岩，具韵律层。周洪瑞（1986）对上溪群岩石成熟度和岩石化学研究，认为该群沉积物源于中酸性岩浆岩和沉积岩系，其中既有早期形成的沉积岩、火山岩及岩浆岩岩屑，亦有近同期的火山岩屑。同时，通过牛屋组底模构造测量，恢复其古流向大体在NW350ʎ—NE40ʎ，表明重力流由南东向北西运动的，物源来自东南同期的火山岛弧带。双桥山群和上溪群组成扬子地块活动大陆边缘的湖后盆地沉积。在溪口群获得866ʃ9Ma的SHRIMP锆石U-Pb年龄（高林志等，2009），另在皖南溪口群不同层位的碎屑锆石中获得850ʃ7Ma；838ʃ10Ma和834ʃ12Ma的SHRIMP锆石U-Pb年龄。（3）井潭组（群）与登山群：井潭组分布于皖浙赣交界的白际山—井潭及开化以北地区。其下部为灰绿色千枚岩或变流纹质、英安质凝灰岩及变质流纹斑岩组成若干韵律层，间夹砾岩层。上部为绿泥石化安山岩、变流纹岩及流纹质凝灰熔岩。与井潭组配套的伏川蛇绿岩的存在，显示井潭组（群）火山岩应为岛弧火山岩。吴荣新等（2007）于该组中部获得SHRIMP锆石U-Pb年龄820ʃ16Ma；此外，伏川蛇绿岩上部的辉长岩中获得3组LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄，分别为891ʃ13Ma、826ʃ4Ma和764ʃ10Ma，并认为891ʃ13Ma代表了该蛇绿岩的构造侵位时间（吴荣新等，2005）。另外，侵入伏川蛇绿岩的辉长岩脉的SHRIMP年龄为848ʃ12Ma，据此认为伏川蛇绿岩的形成时间至少为848Ma（丁柄华等，2008）；上述测年数据表明井潭组火山岩应早于820ʃ16Ma，并延续至780Ma。伏川蛇绿岩的异剥橄榄岩的827ʃ7MaSHRIMP锆石U-Pb年龄（高林志等，2012待刊），表明该蛇绿岩的归位和形成时间大体在840820Ma之间。与井潭组和伏川蛇绿岩情况相同的是分布于德兴—弋阳之间的登山群和断续分布的赣东北蛇绿岩，从井潭组与登山群岛弧火山岩及伏川———赣东北蛇绿岩的组合及分布特征可以看出弋阳———德兴———歙县附近的赣东北断裂带大体代表了820Ma前—780Ma期间华夏陆块向扬子陆块俯冲的边界（即俯冲带）。（4）双溪坞群及平水群：仅分布于浙西江绍断裂以北地区。原双溪坞群自下而上划分为平水组、北坞组、岩山组和章村组。颜铁增等（2009）在进行1﹕25万金华幅区域地质调查过程中，经过对原平水组的生物地层、岩石化学等方面的研究，将平水组重新恢复为平水群。该群下部称蒙山组，上部称陈塘坞组。蒙山组为一套块状（枕状）细碧岩加少量石英角斑岩。通过岩石化学元素判别，显示接近大洋拉斑玄武岩。另外，侵入平水群的桃红、西裘英云闪长岩—花岗闪长岩体中获得SHRIMP锆石U-Pb年龄，分别为905ʃ14Ma和913ʃ15Ma（YeMeifangetal．，2007；陈志洪等，2009），据此认为平水群代表了扬子陆块和华夏陆块强烈裂解拉张出现洋壳后，最早构成洋内弧沟系的非成熟岛弧火山建造。然而，王孝磊等（2012）在浙江诸暨地区侵入岩石英闪长岩获得818ʃ6MaLA-ICP-MS锆石U-Pb年龄，同时认为角闪辉石岩获得LA-ICP-MS锆石U-Pb844ʃ3Ma为捕捕虏体年龄。因此，关于双溪坞群与平水群关系和其在地层柱中的位置还有待于研究（表1）。双溪坞群为一套中基性—中酸性火山熔岩、熔结凝灰岩、火山碎屑岩夹砂砾岩、砂岩和泥岩等。代表了由大洋非成熟岛弧，逐渐演化为成熟岛弧环境的火山—沉积建造。平水群和双溪坞群、井潭组（群）、登山群等形成于不同部位、不同时期、不同性质的两列岛弧火山岩。平水群和双溪坞群为大洋岛弧火山岩（颜铁增等，2009），而井潭组（群）和登山群则属陆缘岛弧火山岩。是否反映了赣江断裂以东的华夏地块北缘由大洋弧沟系构造类型向陆缘弧沟系构造类型的转化，但其转化的细节尚需深入研究。2．3．2830820Ma洋—陆俯冲碰撞阶段沿赣东北断裂附近分布着休宁、许村、歙县和灵山、莲花山、石耳山等诸多小型富黑云母含堇青石高铝花岗闪长岩体。李献华（2003），吴荣新（2005）和薛怀民（2010）等先后对上述岩体进行了系统研究；除石耳山岩体为后造山闪长岩、钾长花岗斑岩外，其余岩体均为同造山的S型或晚造山的A形花岗岩，获得的大量SHRIMP锆石U-Pb年龄，除莲花山岩体出现814ʃ26Ma外，其余年龄值均在830820Ma范围内。表明830820Ma期间华夏陆块向扬子陆块的俯冲—碰撞拼接，导致本区段“江南造山带”变质基底基本形成。2．3．3820780Ma“江南造山带”变质基底的再拉张阶段820Ma后随着“江南造山带”变质基底的基本形成，碰撞压力的舒缓，而再度拉张。与西部和中部不同，东部区段拉张形成两列不同特点和规模的小型裂谷。一列规模较大的裂陷盆地分布于赣东北断裂以东，不整合于双溪坞群之上以河上镇群为代表。另一列则分布于赣东北断裂的北西的扬子陆块大陆边缘内侧，以马涧桥组和历口群为代表分别不整合于双桥山群和上溪群（溪口群）之上。（1）河上镇群：主要分布于浙西富阳—衢州一线。自下而上划分为骆家门组、虹赤村组和上墅组767ʃ6Ma（高林志等，2008）。该群由一套再拉张阶段的裂陷盆地海相磨拉石—复理石—中酸性裂谷火山岩的沉积组合所组成。（2）马涧桥组：仅分布于赣江断裂带以东的都昌马涧桥并向北东延伸至皖赣边界以南的石门街附近。该组为一套紫红色安山质层凝灰岩夹晶屑层凝灰岩、英安岩等，底部为紫红色火山角砾岩。马涧桥组火山凝灰碎屑岩中获得3组锆石U-Pb年龄，最老一组继承锆石为2．0Ga；另一组继承锆石为824ʃ5Ma，反映了下伏地层修水组被隆起和剥蚀的证据和同期火山事件的锆石记录；而最年轻的一组锆石代表沉积同时代的凝灰岩年龄769ʃ8Ma（高林志等，2012待刊）。（3）厉口群：仅分布于皖南祁门厉口至黟县、石台以南地区。下部邓家组，底部为灰绿、灰黄色厚层粗—中粒石英砂岩、含砾砂质板岩及粉砂岩。中部为长石石英砂岩。上部则为厚层含砾粗砂岩。显然为一套裂谷早期的磨拉石沉积组合特征。上部称铺岭组，以祁门———绩溪一带最为发育，由紫色、灰绿色变质安山质火山熔岩、火山碎屑岩及凝灰岩、凝灰质粉砂岩等组成，代表小型裂谷晚期火山—沉积岩的组合特征，其上被南华系休宁组区域不整合覆盖。总之“江南造山带”变质基底再拉张阶段的构造格架和沉积组合特征，反映了东部区段830820Ma初始碰撞阶段，随华夏陆块北缘洋壳的消减和与扬子陆块的强烈碰撞及紧密拼接，完成了由洋壳向过渡壳或陆壳地壳的转变。故此，820780Ma阶段在陆弧洋壳或陆壳上出现一系列小型裂谷或裂陷盆地。上述各小型裂谷或断陷盆地的地层中除马涧桥小型裂陷盆地外尚缺少锆石测年研究，因此各裂谷和裂陷盆地确切的形成时代尚需新的年龄值加以验证。2．3．4780770Ma再碰撞和“江南造山带”变质基底形成的终结阶段780770Ma期间华夏陆块扬子陆块的再度挤压，导致河上镇群、马涧桥组和厉口群的轻微变质和普遍片理化。820Ma不整合面之下的各群，则产生较为复杂的叠加变形。随着被上覆南华系的区域不整合覆盖，“江南造山带”变质基底最终形成，并构成增生的扬子地块大陆边缘。扬子地块大陆边缘的增生，导致扬子陆块和华夏陆块的边界南移。西部区段大致移位于江华—桂阳—郴州一线，沿湘赣剪切断裂带北上，中部与东部区段的边界则南移至萍乡—江山—绍兴断裂。3讨论3．1关于“江南造山带”变质基底的成因和扬子古陆的最终定型此前诸多论述涉及对一系列“构造运动”的认识，传统认识一直将板溪群（及其相当地层）与下伏四堡群（及相当地层）之间的不整合，如“四堡运动”、“武陵运动”、“双桥山运动”和“神功运动”等看作是1．0Ga前后的格林威尔运动的表现。而板溪群及相当地层与南华系（原震旦系下统）间的区域不整合如晋宁运动、雪峰运动等则大体限定在820Ma。但是现在大量U-Pb锆石测年数据表明，在“江南造山带”变质基底范围内未见有＞1000Ma的地层，其主要的变质、变形作用都发生在830780Ma。因此，笔者认为“江南造山带”变质基底的形成、扬子陆块古陆大陆边缘的增生及扬子古陆的最终定型与格林威尔运动无关，而应归属于我国南方“晋宁运动”期的产物。3．2关于滇东原昆阳群构造域的归属问题滇东昆阳群和会理群此前一直与湖北的中元古代神农架群对比，作为扬子地台中元古代稳定型沉积组合的变质基底。近年来川西、滇东的同位素测年也获得很大进展，如康定杂岩，川西南的盐边群和昆阳群及会理群，都取得了新的SHRIMP锆石U-Pb年龄值（尹福光等，2011a，b）。其中与本文讨论内容相关的有昆阳群黑山组为1142ʃ16Ma，富良棚段1032ʃ9Ma（张传恒等，2007），会理群1028ʃ9Ma（耿元生等，2007），而盐边群获得的年龄值为843ʃ6Ma和841ʃ16Ma，荒田组为780Ma（尚待验证），侵入盐边群并为上覆荒田组不整合覆盖的关刀山岩体为818ʃ10Ma和824ʃ14Ma（李献华等，2003）。上述资料验证了昆阳群和会理群确为中元古代古陆基底，而盐边群则显示为早新元古代地层。盐边群下部为基性火山熔岩、喷发岩与火山碎屑岩及硅质岩，向上为沉积岩夹中性火山岩。盐边群上部为岩屑砂岩、火山碎屑岩、凝灰岩及泥质岩等。顶部为滑塌角砾岩和具滑塌构造碎屑岩。该群上部还发育浊流沉积的鲍马序列，显然反映了盐边群为拉张裂陷盆地产物。据周名魁等（1988）和耿元生等（2008）对盐边群岩石地球化学的研究成果表明该群火山岩既有洋脊火山产物，又有岛弧火山产物和弧后盆地火山产物的特征；同时，火山岩中还具有陆壳混杂物，反映为陆壳基础上的裂陷小洋盆。那么是否可以认为盐边群就代表新元古代早期Rodinia大陆裂解期内，扬子陆块与滇东陆块（暂称）拉张裂小洋盆的火山———沉积组合。随后经晋宁运动期的碰撞拼合而构成统一的扬子古陆。盐边群为一东西向延展的小型裂陷洋盆产物。但其东延的范围与特征以及是否能够与湘黔桂拉张大陆边缘的海域相通？“滇东陆块”究竟是Rodinia超大陆裂解的一个独立的中间陆块，还是华夏陆块的基底？上述问题尚待再行研究。3．3关于华夏陆块基底的存在问题我国华南中、新元古界的研究程度虽然很高，但仍有许多未决的难题。如：哪些地质体是真正代表华夏陆块的基底？它的位置、分布及位移机理？华夏陆块基底的原岩恢复及其形成的构造部位等都应当是进一步解决的问题。以往资料认为浙西的陈蔡群、八都群，闽西的楼子坝群，粤北的乐昌峡群、云开群及海南岛的抱板群等均为古元古代—中元古代的地质体。近年来，人们对此亦不断提出疑问，华夏陆块的基底问题至今尚无定论，是一个亟待解决的难题。4结论综观“江南造山带”变质基底的形成具有如下两大特点。4．1基底形成于一定时限范围的“运动”期并具有复杂的演化过程组成变质基底的物源是始于1000Ma之后的Rodinia超大陆裂解，扬子陆块与华夏陆块拉张期间各自大陆边缘产生的不同类型火山—沉积产物。经过830820Ma和780770Ma之两压一张的对接碰撞或俯冲———碰撞演化过程，最终形成“江南造山带”，它实际上是不同大陆边缘的碰撞造山带。并于780770Ma之后构成扬子陆块扩大增生的大陆边缘，同时亦也导致新元古代扬子古陆的基本定型。4．2“江南造山带”变质基底构造类型在空间上的多样性以洞庭湖东的NNE向湘赣边界剪切断裂带和鄱阳湖东的赣江断裂带为界，分割为三个具不同类型和演化特征的构造单元。西部区段：本区段早新元古代地层分布和沉积组合特征反映扬子陆块和华夏陆块都具有较宽的大陆边缘。但裂解期间拉张强度较弱，未见典型洋壳物质和活动及板块俯冲的构造—岩浆活动的产物。故本区段充分显示为被动大陆边缘的拉张和陆—陆对接碰撞构造域的特征。特别是830820Ma期间本洞、三防等单色花岗岩的侵入更加充分体现了这一特征。中部区段：虽然总体特征与西部区段大体相似，仍属被动大陆边缘陆—陆对接碰撞构造域。但其大陆边缘相对较窄且拉张较弱，但830820Ma期间的初始碰撞挤压较强，当进入再度拉张期在初始“江南古陆”变质基底北缘于扬子陆块之间形成两个沉积———火山岩组成的小型局限裂谷，即修水地区（落可岽裂谷）和庐山地区（汉阳峰裂谷）。东部区段：与前两个区段完全不同，本区段820114第3期王自强等：“江南造山带”变质基底形成的构造环境及演化特征Ma前可能先后出现沿江山—绍兴断裂北侧分布着大洋火山岛弧产物的平水群（龚日祥等2009）和沿赣东北断裂带分布着大陆边缘火山岛弧的井潭组（群）、登山群，及配套的蛇绿岩套（伏川蛇绿岩、赣东北蛇绿岩），和由赣江断裂以东的双桥山群和上溪群组成的弧后盆地沉积。但较早出现的大洋岛弧是否有过洋壳俯冲尚待深入研究。820Ma后的再拉张阶段于赣东北断裂两侧分别形成河上镇群为代表的裂陷盆地和马涧桥组、厉口群为代表的小型裂谷。参考文献/References陈国达．1956．中国地台“活动区”的实例并着重讨论“华夏古陆”问题．地质学报，36（3）：239272．陈志洪，邢光福，郭坤一，董永观，陈荣，曾勇，李龙明，贺振宇，赵玲．2009．浙江平水群角斑岩的成因：锆石U-Pb年龄和Hf同位素制约．科学通报，54（5）：610617．丁炳华，史仁灯，支霞臣，郑磊，陈雷．2008．江南造山带存在新元古代（850Ma）俯冲作用—来自皖南SSZ型蛇绿岩SHRIMP锆石U-Pb年龄证据．岩石矿物学杂志，27（5）：375388．高林志，杨明桂，丁孝忠，刘燕学，刘训，凌联海，张传恒．2008．华南双桥山群和河上镇群凝灰岩中的锆石SHRIMPU-Pb年龄—对江南新元古代造山带演化的制约．地质通报，27（10）：17441751．高林志，张传恒，刘鹏举，丁孝忠，王自强，张彦杰．2009．华北—江南地区中、新元古代地层格架的再认识．地球学报，30（4）：433446．高林志，丁孝忠，庞维华，张传恒．2011a．中国中—新元古代地层年表的修正———锆石U-Pb年龄对年代地层的制约．地层学杂志，35（1）：17．高林志，陈峻，丁孝忠，刘耀荣，张传恒，张恒，刘燕学，庞维华，张玉海．2011b．湘东北岳阳地区冷家溪群及板溪群凝灰岩SHRIMP锆石U-Pb年龄—对武陵运动的制约．地质通报，30（7）：10011008．高林志，戴传固，丁孝忠，王敏，刘燕学，王雪华，陈建书．2011d．侵入梵净山群白岗岩锆石U-Pb年龄及白岗岩底砾岩对下江群沉积的制约．中国地质，38（6）：14131420．高林志，戴传固，刘燕学，王敏，王雪华，陈建书，丁孝忠，张传恒，曹茜，刘建辉，2010b．黔东南—桂北地区四堡群凝灰岩SHRIMP锆石U-Pb年龄及其地层学意义．地质通报，29（2）：12591267．高林志，戴传固，刘燕学，王敏，王雪华，陈建书，丁孝忠．2010a．黔东地区下江群凝灰岩SHRIMP锆石U-Pb年龄及其地层意义．中国地质，37（4）：10711080．高林志，丁孝忠，庞维华，刘燕学，陆松年，刘耀荣，陈峻，张玉海．2011c．湘东北前寒武纪仓溪岩群时代SHRIMP锆石U-Pb新数据．地质通报，30（9）：10011006．高林志，刘燕学，丁孝忠，张传恒，王自强，刘耀荣，陈峻．2012a．江南古陆中段沧水铺群锆石U-Pb年龄和构造演化意义．中国地质，39（2）：1219．高林志，黄志忠，丁孝忠，刘燕学，张传恒，王自强，庞健峰，韩坤英．2012b．庐山筲箕洼组与星子岩群年代地层关系及SHRIMP锆石U－Pb年龄的制约．地球学报，33（3）：293304．高林志，黄志忠，刘燕学，丁孝忠，庞健峰，张传恒．2012c．赣西北新元古代修水组和马涧桥组SHRIMP锆石U-Pb年龄．地质通报（待刊）．耿元生，杨崇辉，王新社，任留东，杜利林，周喜文．2007．扬子地台西缘结晶基底的时代．高校地质学报，13（3）：429441．耿元生，杨崇辉，王新社，杜利林，任留东，周喜文．2008．扬子地台西缘变质基底演化．地质出版社，1215．龚日祥，颜铁增，余心起，华锡宏，张志芳．2009．论浙江平水群的划分和地质时代．现代地质，23（2）：238245．郭令智，卢华复，施央申，马瑞士，孙岩，舒良树，贾东，张庆龙．．1996．江南中、新元古代岛弧的运动学和动力学．高校地质学报，2（1）：113．郭令智，施央申，马瑞士．1980．华南大地构造格架和地壳演化．国际交流地质学术论文集（一）．北京：地质出版社，109116．黄汲清．1945．中国主要地质构造单元，中央地质调查所地质专辑．120．黄汲清．1954．中国主要构造单元．北京：地质出版社，1162．李春昱．1981．中国板块构造的轮廓．中国地质科学院院报，2（1）：1234．李江海，穆剑．1999．我国境内格林威尔期造山带的存在及其中元古代末期超大陆再造的制约．地质科学，34（3）：259272．李献华，李正祥，周汉文，刘颖，梁细荣，李武显．2003．川西南关刀山岩体的SHRIMP锆石U-Pb年龄、元素和Nd同位素地球化学———岩石成因与构成．中国科学（D辑），46（增刊）：6068．乔秀夫，耿树芳．1981．华南前寒武纪板块构造．中国及邻区大地构造论文集，北京：地质出版社，7791．任纪舜，陈廷愚，牛宝贵．1990．中国东部及邻区大陆岩石圈的构造演化与成矿．北京：科学出版社，1205．王鸿祯，1994．中国古大陆边缘与大地构造名词体系，中国古大陆边缘中、新元古代及古生代构造演化．北京：地质出版社114．王鸿祯，王自强，张玲华．1994．中国元古宙大陆边缘的构造发展，中国古大陆边缘中、新元古代及古生代构造演化．北京：地质出版社，1537．王剑，李献华，DuanTZ，刘敦一，宋彪，李忠雄，高永华．2003．沧水铺火山岩SHRIMP锆石U－Pb年龄及“南华系”底界新证据．科学通报，48（16）：17261731．王孝磊，舒徐洁，邢光福，谢思文，张春晖，夏晗．2012．浙江诸暨地区石角—衡山侵入岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄———对超镁铁质球状岩成因的启示．地质通报，31（1）：7581．吴荣新，郑永飞，吴元保．2005．皖南蛇绿岩套辉长岩锆石U-Pb定年以及元素和氧同位素研究．地球学报，26（增刊）：7073．吴荣新，郑永飞，吴元保．2005．皖南新元古代花岗闪长岩体锆石定年以及元素和氧同位素地球化学研究．岩石学报，21（3）：282291．吴荣新，郑永飞，吴元保．2007．皖南新元古代井潭组火山岩锆石U-Pb定年和同位素地球化学研究．高校地质学报，13（2）：282296．徐备．1986．赣西北中、晚元古代地层及构造古地理，华南地区古大陆边缘构造史．武汉地质学院出版社，159172．徐备，郭令智，施央申．1992．皖浙赣地区元古代地体和多起碰撞造山带．地质出版社，1122．徐备．1994．扬子板块东南大陆边缘元古代构造演化基本特征，中国古大陆边缘中、新元古代及古生代构造演化．北京：地质出版社，189201．许靖华．1980．薄壳板块构造模式与冲撞型造山运动．中国科学（B辑），11：10811089．许靖华．1987．是华南造山带不是华南地台．中国科学（B辑），12：11071115．薛怀民，马芳，宋永勤，谢亚平．2010．江南造山带东段新元古代花214地质论评2012年岗岩组合的年代学和地球化学：对扬子与华夏地块拼合时间与过程的约束．岩石学报，26（11）：32153244．颜铁增，龚日祥，汪庆华，余心起，华锡宏．2009．中元古界蒙山组、陈塘坞组的建立．地层学杂志，33（3）：249259．尹福光，孙志明，白建科．2011a．东川、滇中地区中元古代地层格架．地层学杂志，35（1）：4954．．尹福光，孙志明，张璋．2011b．会理—东川地区中元古代地层—构造格架．地质论评，67（6）：770778．张传恒，高林志，武振杰，史晓颖，阎全人，李大建．2007．滇中昆阳群凝灰岩锆石SHRIMPU-Pb年龄：华南格林维尔期造山的证据．科学通报，52（7）：818824．钟玉芳，马昌钱，余振兵，林广春，续海金，王人镜，杨坤光，刘强．2005．江西九岭花岗岩类复式岩基锆石SHEIMPU-Pb年代学．地球科学，30（6）：685691．周洪瑞．1986．赣东北皖南晚元古代地与构造古地理，华南地区古大陆边缘构造史．武汉地质学院出版社，173182．周金城，王孝磊，邱检生．2008．江南造山带是否格林威尔造山带？关于华南前寒武纪地质的几个问题，高校地质学报．14（1）：6472．周名魁，刘俨然．1988．西昌—滇中地区地质构造特征及地史演化地质矿产部成都地质研究所．重庆出版社，3949．LiXianhua，LiZhengxiang，GeWenchun，ZhouHanwen，LiWuxian，LiuYing，MichaelT．D．Wingate．2003．NeoproterozoicgranitoidsinSouthChina：Crustalmeltingaboveamantleplumeatca．825Ma？PrecambrianResearch，122：4583．LiZhengxiang，LiXianhua，KinnyPD，WangJian，ZhangS．，ZhouHanwen．2003．GeochronologyofNeoproterozoicsyn-riftmagmatismoftheYangtzeCraton，SouthChinaandcorrelationswithothercontinents：Evidenceforamantlesuper-plumethatbrokeupRodinia．ProterozoicResearch，122：85109．WangJian，LiXianhua，DuanTZ．2003．StratigraphicandSedimentologicalrecordsoftheNeoproterozoicriftbasinsinsouthernChina，In：LiZX，WangJ，LiXHetal．（eds．）：FromSibaoOrogenesistoNanhuaRifting：LatePrecambrianTectonicHistoryofEasternSouthChinal：AnOverviewandFieldGuide．Beijing：GeologicalPublisingHouse，2639．YeMeifang，LiXianHua，LiWuxian，LiuYing，LiZhengxiang．2007．SHRIMPzirconU-Pbgeochronologicalandwhole-rockgeochemicalevidenceforanearlyNeoproterozoicSibaoanmagmaticarcalongthesoutheasternmarginoftheYangtzeBlock．GandwanaResearch，12：144156．TectonicEnvironmentoftheMetamorphosedBasementintheJiangnanOrogenandItsEvolutionalFeaturesWANGZiqiang1），GAOLinzhi2），DINGXiaozhong2），HUANGZhizhong31）ChinaUniversityofGeosc