華南印支期變形格局及多陸塊圍限模型

王岳軍, 王 洋, 張玉芝, 錢 鑫

華南印支期變形格局及多陸塊圍限模型

王岳軍, 王 洋, 張玉芝, 錢 鑫

(中山大學 地球科學與工程學院, 廣東省地球動力作用與地質災害重點實驗室, 廣東 珠海 519082)

三疊紀(印支期)是華南陸塊構造演化過程中最重要的階段之一, 是奠定華南及東亞地區基本構造格局的關鍵時期, 因此闡明印支期變形的幾何學和運動學特征對揭示華南腹地造山作用的驅動機制具有重要意義。該文綜合了華南地區野外構造解析及熱年代學等研究成果, 提出了華南陸塊南部三疊紀兩階段演變過程。其中印支早期(約250～225 Ma)變形表現為北西西或近東?西向具右旋走滑壓扭性逆沖構造體系。該構造體系的根帶位于華南南部海南?云開一線, 以厚皮構造沿中?上地殼拆離層低角度自南向北擴展為薄皮構造。印支晚期(約230～190 Ma)構造樣式以一系列近平行的北東向左旋壓扭性脆?韌性沖斷構造及褶皺體系為特征, 區域上表現為花狀背沖或鱷魚式樣式。結合華南陸塊周緣印支期構造樣式的基本面貌, 認為華南陸塊印支期兩期變形樣式的形成是在華南陸塊向華北陸塊深俯沖及東側古太平洋板塊阻塞作用圍限下, 華南南緣東古特提斯洋的剪刀式穿時關閉及隨之的揚子與思茅?印支陸塊俯沖碰撞的結果。

三疊紀; 陸內變形; 華南陸塊; 構造樣式; 熱年代學; 多陸塊圍限

0 引 言

華南陸塊位于特提斯?喜馬拉雅構造域和西太平洋俯沖帶之間, 經歷了復雜的構造演化歷史(圖1a; Wang et al., 2013a)。前人研究表明現今的華南陸塊是由不同前寒武紀基底的揚子陸塊和華夏陸塊于新元古代(～820 Ma)沿江南造山帶拼合而成(Shu et al., 1991, 2008, 2009; Shu and Charvet, 1996; 舒良樹等, 1998, 2020; Wang et al., 2013a, 2018; Zhao, 2015; Zhang and Wang, 2016; Cawood et al., 2018), 并先后經歷了奧陶紀?志留紀(約450～400 Ma)廣西運動、三疊紀(約250～200 Ma)印支運動及侏羅紀?白堊紀(約145～90 Ma)燕山運動等區域構造?熱事件(Ren, 1991;舒良樹等, 1998, 2020; Wang et al., 2013a; Zhang et al., 2013), 從而造就了華南陸塊復雜而獨具特色的構造格局(Huang, 1945; Shu et al., 1991, 2008, 2009; Charvet et al., 1994; 舒良樹等, 1998, 2020; Wang et al., 2005, 2013a; Faure et al., 2016)。其中三疊紀的印支期是中國東部大地構造演化重要的轉折階段, 也是東亞太平洋主動大陸邊緣形成、發展, 及中國東部由古亞洲洋、古特提斯洋構造域向太平洋構造域轉變的重要時期。在此期間, 西伯利亞、華北、華南和印支陸塊完成碰撞/拼合(Deprat, 1914; 黃汲清等, 1977; 任紀舜等, 1980; 郭令智等, 1983; Ren, 1991; Metcalfe, 1996; Veevers, 2004; Cawood, 2005)。在中國東部及東南亞地區, 印支運動造成了上三疊統?下侏羅統與中?下三疊統或前三疊系之間的區域性不整合。

近幾十年來, 華南陸塊印支期構造?巖漿與沉積作用的大量研究為剖析華南大地構造演化提供了重要資料和依據, 但對其構造樣式的時空演化及其動力學機制還存在諸多爭議。如相繼提出了①華南腹地存在晚古生代?早中生代洋盆的阿爾卑斯型或多島洋型碰撞造山模式(Hsü et al., 1990; 李繼亮, 1992; 何科昭等, 1996; 馬文璞, 1996); ②太平洋板塊西向俯沖的安第斯型活動大陸邊緣和板片后撤的軟流圈上涌模式(Holloway, 1982; 郭令智等, 1983; Ren, 1991; Zhou and Li, 2000); ③太平洋板塊中生代西向平俯沖模式(Li and Li, 2007); ④與板緣遠程效應相關的陸內造山模式(Shu et al., 1991, 2008, 2009; Lepvrier et al., 1997, 2011; 舒良樹等, 1998, 2020; Carter et al., 2001; Wang et al., 2005, 2007a, 2013a; 張國偉等, 2013)等等。這些構造模型一定程度上反映了華南早中生代大地構造演化的復雜性, 也推動華南印支期大地構造演化的研究, 為理解東亞構造背景及其聚散歷程起到了重要作用。由于現有資料仍不足以構筑華南腹地印支期變形構造樣式及其變形時序格架, 尤其對華南南部的變形構造解析和熱年代學研究相對薄弱, 因此闡明華南印支期構造演化的動力機制仍是東亞大地構造研究的前沿與熱點科學問題。本文綜合和梳理了作者和前人對華南大陸特別是南部海南島、云開大山以及粵中等地區的構造觀察與熱年代學資料, 解析了華南南部印支期構造幾何學、運動學特征, 厘定其變形時序格架及區域協調性, 進而對華南印支期構造演變與陸緣邊界控制的時空耦合關系進行剖析。

1 區域地質背景

華南陸塊北經秦嶺?大別?蘇魯造山帶與華北陸塊相接, 南以金沙江?哀牢山?馬江縫合帶與思茅?印支陸塊相連, 西經龍門山造山帶與松潘?甘孜地塊相鄰(圖1b), 其內發育多個不連續的“古老”巖石構造單元, 如崆嶺、昆陽和海南地塊。現有資料顯示華南大陸可能在早元古代晚期形成了原揚子地塊, 新元古代早期(約1000～930 Ma)華夏西側的武夷?云開地區和華夏沿海地區匯聚而形成原華夏地塊, 新元古代晚期(～830 Ma)原揚子地塊與原華夏地塊沿江山?紹興?周潭?鷹陽關一線和江南造山帶聚合拼貼, 形成了統一的華南陸塊(Zhang et al., 2013; Shu et al., 2018; Cawood et al., 2018; Wang et al., 2019; 舒良樹等, 2020)。

圖1 華南區域構造格架及大地構造區劃(據Wang et al., 2013a; 張國偉等, 2013修改)

華南陸塊新元古界?震旦系主要由碎屑巖組成。寒武系?奧陶系及志留系在雪峰山以西的揚子陸塊以碳酸鹽臺地相沉積為特征; 而在雪峰山以東則以淺海和斜坡相沉積、而非深海大洋或前陸盆地沉積為特征, 其沉積相呈指狀交叉, 由東向西從碎屑巖相逐漸過渡為碳酸鹽臺地相, 未見明顯跳相現象的沉積(Wang et al., 2010b; 李聰等, 2011; 舒良樹等, 2020)。Chen et al. (2010)和Rong et al. (2007)從古生物地層學和古生態學角度也證實了早古生代雪峰?苗嶺到云霄?武夷山之間為連續統一的陸內海盆, 此時江山?紹興斷裂并沒有阻隔碎屑物質自東或東南向西或北西運移(Wang et al., 2010b)。460～400 Ma華南東部早古生代構造?熱事件和古生物響應被認為是陸內造山作用的結果(Rong et al., 2007; Wang et al., 2013; 陳旭等, 2014)。現有資料表明, 華南腹地缺乏早古生代蛇綠巖組合、深海硅質巖和島弧巖漿作用記錄, 有限出露的中基性巖石呈點狀零星散布于主干斷裂帶及其附近, 其年齡為440～420 Ma(Wang et al., 2013a)。相應的, 華南腹地發育了大量454～400 Ma過鋁質花崗巖, 武夷?云開一線則相伴發育具順時針--軌跡的綠片巖相、角閃巖相、甚至麻粒巖相變質巖(Shu et al., 1991, 2008, 2009; Shu and Charvet, 1996; 舒良樹等, 1998, 2020; Yu et al., 2005; Wang et al., 2005, 2007b, 2010a, 2012, 2013a; 于津海等, 2007)。

華南東部志留系和下泥盆統出露相對有限, 主要發育中泥盆統至中?下三疊統, 如淺水或臺地相的石炭系、下二疊統灰巖、上二疊統砂巖和頁巖及下三疊統薄層灰巖(Shu et al., 1991, 2008, 2009; 舒良樹等, 1998, 2020); 中三疊統主要為灰巖或紅色的頁巖和砂巖; 上三疊統?侏羅系為陸相沉積巖系, 與上覆下白堊統和下伏前侏羅系分別呈角度不整合接觸(Wang et al., 2013a, 2021)。而在華南陸塊西部, 侏羅系以砂巖和粉砂巖為特征, 與下伏上三疊統砂巖呈平行不整合接觸(Wang et al., 2013a, 2021)。華南晚古生代?早中生代巖漿作用主要發育于雪峰山以東的湘、桂、粵、贛、閩諸省, 空間上與廣西期花崗質巖石分布范圍重疊, 巖性以過鋁質花崗質巖石為主, 形成時間集中在243～210 Ma, 巖石成因研究表明其主要為變泥質巖和變火成巖在地殼疊置加厚條件下深熔而成的產物(Zhou and Li, 2000; Wang et al., 2005, 2007b, 2010b, 2013a, 2013b)。現有資料表明, 作為華南東部構造格局的定型事件, 印支期巖漿構造?熱事件影響范圍向西達江南?雪峰?苗嶺之江南?慈利?保靖斷裂一線, 但對該線以東區域不同區段構造幾何學、運動學特征的區域對比、相應變形樣式及熱年代學限定的研究仍顯薄弱(Wang et al., 2005, 2007a, 2013a, 2021)。

2 華南南部關鍵區帶印支期構造特征

海南島、云開大山以及粵中地區保存了清晰的印支期地質記錄, 是解析華南南部印支期變形構造和厘定變形時序格架的理想地區(Wang et al., 2007a, 2021; Zhang et al., 2011)。在這些地區, 印支期地質記錄主要表現為綠片巖?角閃巖相變質作用和強烈的近東?西向/北西?北西西和北東向脆韌性變形及相關的沖斷?沖褶構造。

2.1 海南地區

海南地區主要發育中元古界抱板群和石碌群、古生界海相地層和中生界陸相地層(廣東省地質礦產局, 1988)。一些學者認為海南地區是華夏陸塊的一部分; 也有學者認為其與印支陸塊關系密切, 并被九所?陵水斷裂或昌江?瓊海斷裂分割為分屬華夏陸塊和印支陸塊的南北兩部分(水濤, 1987; 許靖華等, 1987; 廣東省地質礦產局, 1988)。

現有構造解析和顯微組構分析表明, 海南島前三疊系發育兩組具不同幾何學和運動學特征的脆?韌性變形(Zhang et al., 2011)。其中一組脆?韌性變形主要發育于樂東?五指山?萬寧地區前三疊紀地層之中, 為具右行走滑逆沖性質的北西?北西西向斷裂體系(圖2)。該剪切構造以公愛剪切帶最為典型, 帶內可見糜棱面理傾向南南西, 傾角20°～55°, 拉伸線理向南東?南東東傾伏, 傾伏角15°～35°, 相應宏觀剪切標志和顯微組構指示其上盤向北北東方向逆沖、具右行走滑分量(圖2)。同期糜棱巖樣品中同構造期白云母給出了250～242 Ma的40Ar/39Ar坪年齡(Zhang et al., 2011), 與區內面理化花崗巖或花崗片麻巖272～252 Ma的鋯石U-Pb年齡(Li et al., 2006)和海南中部中三疊統礫巖角度不整合上覆于下二疊統灰巖的地質事實相吻合。卷入北西西向構造體系(如石碌復向斜、抱板復向斜和芙蓉田復背斜)的巖石單元包括前寒武系抱板群和石碌群、石炭系及下二疊統, 其中石碌復向斜呈現南翼緩而北翼陡傾的不對稱幾何學特征, 指示由南向北的逆沖擠壓(圖2); 抱板復向斜和芙蓉田復背斜則由一系列翼間角緊閉、軸面向南傾斜的倒轉褶皺構成, 運動學標志指示其向北北東逆沖。在昌江?瓊海斷裂以北, 也發育有一系列軸面傾向南南西的倒轉褶皺及由褶皺和逆斷裂構成的逆沖推覆巖片。

圖2 海南島主要巖石地層及變形動力學特征(據Zhang et al., 2011修改)

另一組脆?韌性變形為具左行走滑逆沖性質的北東向構造, 切割了北西?北西西向構造。代表性構造有戈枕和沖卒嶺剪切帶及相關的褶皺構造(圖2; 廣東省地質礦產局, 1988)。剪切帶內出露有糜棱巖化花崗巖、片麻巖和片巖, 面理傾角25°～50°, 拉伸線理向北北西傾伏, 傾伏角15°～30°, 同構造期白云母和黑云母給出了229～190 Ma的40Ar/39Ar坪年齡(Zhang et al., 2011)。與之相應的, 海南島中部和北部地區中?上三疊統砂巖角度不整合于前三疊系之上, 相關的不對稱褶皺有軸面向北西傾斜的南好復背斜、東嶺復背斜、三亞復向斜和南昆元復向斜。在昌江?瓊海地區可見下古生界逆沖于上古生界之上, 也同樣發育軸面傾向北西的褶皺, 且褶皺翼間角自西向東由緊閉逐漸變得寬緩。

以上資料表明, 海南島地區發育了印支早期(約250～240 Ma)北西?北西西走向的右旋壓扭性構造和印支晚期(230～190 Ma)北東走向的左旋逆沖推覆構造。

2.2 粵中地區

粵中地區野外地質調查和1∶20萬、1∶5萬地質圖的構造解析可識別出北西?北西西向和北北東?北東向兩期構造變形(圖3a)。陽江地區, 近東?西向的高應變帶發育S型構造巖、透入性面理和不同尺度的褶皺構造, 面理多傾向南?南南西或北?北北東, 傾角中等?陡立(圖3a)。在興寧?梅州地區, 發育上盤向北?北北東逆沖的推覆體, 并形成軸面向南傾斜的不對稱褶皺構造(圖3b)。區內S-C組構、不對稱長石/石英旋轉碎斑、不對稱布丁構造及牽引褶皺都指示了由南向北的擠壓和右行剪切分量, 其變形溫度介于350～500 ℃之間(Wang et al., 2021)。年代學資料顯示, 陽西地區北西西向或近東?西向剪切帶中花崗糜棱巖或糜棱巖化花崗巖鋯石U-Pb年齡為445～420 Ma, 同構造期黑云母給出了229～225 Ma的40Ar/39Ar坪年齡(Wang et al., 2021); 梅州地區糜棱巖中黑云母坪年齡為224～222 Ma, 相關淺色巖體給出了249±7 Ma和241±9 Ma的鋯石U-Pb年齡(Wang et al., 2021)。因此粵中地區以右旋壓扭性逆沖變形為特征的北西西向或近東?西向脆韌性變形時間約為250～222 Ma(Wang et al., 2021)。

粵中地區北東向構造主要包括一系列上盤向北西?北西西的逆沖巖席和相關褶皺。北東向褶皺寬達數千米, 呈寬緩或緊閉形態, 軸面陡立或向北西?南東倒伏, 其中近平行展布的逆沖斷層走向NE25°～ 50°, 傾角平緩?陡立。此外, 該區可見傾向北西?北西西的脆?韌性剪切帶, 剪切帶中發育的S-C組構、不對稱旋斑和牽引褶皺指示逆沖兼左旋走滑的運動學性質(Wang et al., 2021)。在近東?西向韌性變形之上疊加發育有左旋壓扭性的北東向剪切變形(如陽江福湖嶺地區), 帶內代表性糜棱巖中黑云母給出了40Ar/39Ar坪年齡為215～210 Ma(Wang et al., 2021)。而白云山地區截切近東?西向糜棱構造的未變形花崗質巖脈給出鋯石加權平均年齡為210±3 Ma, 表明粵中地區變形可能在210 Ma左右趨于停止(Wang et al., 2021)。因此, 粵中地區北東向左旋壓扭性變形構造主體發生于220～210 Ma之間。

2.3 云開大山

云開構造帶寬達150 km, 長達300 km以上, 是華南南部重要的變形帶。它毗鄰十萬大山盆地, 東接晚中生代和新生代斷陷拉分盆地, 向東北延伸與白云山和武夷山變質巖帶相連, 以發育一系列脆韌性剪切帶和沖斷?沖褶帶為特征(圖4)。傳統上認為云開構造帶是由前寒武系變質基底(如云開群)、古生代、中生代沉積蓋層和早古生代末期(約445～420 Ma)花崗巖組成(張岳橋, 1999; Wang et al., 2007a, 2013a)。Wang et al. (2007a)對云開大山地區進行野外填圖和變形解析, 將其劃分為吳川?四會韌性剪切帶、信宜?高州構造帶和博白?岑溪韌性剪切帶(圖4)。從云開大山西側至十萬大山一帶整體呈現由東南向西北推覆; 而羅定?越城斷裂帶以東的云開大山東側則自西北向南東推擠, 構成一個背沖型構造樣式。云開大山東側北東向吳川?四會韌性剪切帶分割了東側上古生界灰巖和碎屑巖及西側變質基底, 由一系列寬可達1 km以上, 長達幾十千米、甚至上百千米的韌性(如大王山)和脆韌性剪切帶(如西山)構成, 顯示為不均勻透鏡狀的變形圖像。云開大山西側北東向博白?岑溪韌性剪切帶南至北部灣、北至岑溪, 與近東?西向羅定剪切帶相接, 其兩側邊界為陸川?岑溪和黎村?文地斷裂(圖4), 帶內剪切變形多發育于加里東期花崗巖和變質巖之中。夾持于北東向吳川?四會韌性剪切帶和博白?岑溪韌性剪切帶之間的信宜?高州構造帶內變質巖石多經歷了角閃巖相變質作用, 發育有褶皺軸面近東?西向或北西西向直立?平臥背斜、逆沖推覆巖片和復合疊加褶皺為特征的沖褶構造或沖斷巖帶(Wang et al., 2007a)。

圖3 粵中地區主要變形行跡及其構造剖面(據Wang et al., 2021)

圖4 云開地區主要構造單元變形行跡及構造剖面(據Wang et al., 2007a修改)

在吳川?四會韌性剪切帶和博白?岑溪韌性剪切帶內保存了豐富的北東向變形構造, 可見開闊到緊閉褶皺、糜棱面理等, 部分地區見低角度正斷層。在信宜?高州構造帶, 該期變形疊加并改造了早期北西?北西西向斷裂體系(袁正新和黃富強, 1988), 而北西西向韌性變形的同構造期云母40Ar/39Ar坪年齡變化于231～223 Ma之間。在吳川?四會韌性剪切帶和博白?岑溪韌性剪切帶中可見鞘褶皺和小型倒轉褶皺, 其中吳川?四會韌性剪切帶內面理傾向南東?南東東, 線理近水平或向北東?北北東方向傾伏; 而博白?岑溪韌性剪切帶內面理呈北東走向、發育低角度向南西?南南西傾伏的線理。與該期變形相關的云母魚、S-C組構、不對稱布丁、σ和δ碎斑等均指示了左旋運動學性質。同構造期糜棱巖樣品中的云母給出了218～207 Ma的40Ar/39Ar坪年齡(Wang et al., 2007a), 侵入其中的未變形花崗巖形成于215～208 Ma (彭少梅等, 1995a, 1995b), 這與云開大山東側小云霧山組(T3～J1)角度不整合于前上三疊統之上的地質事實相吻合(廣東省地質礦產局, 1988; 袁正新和黃富強, 1988)。另外, 云開?十萬大山地區麻粒巖和斜長角閃巖經歷了順時針-變質軌跡, 其變質鋯石U-Pb年齡介于248～235 Ma之間(Wang et al., 2007a, 2013a)。大容山?十萬大山由地殼加厚深熔而成的堇青石花崗巖和片麻狀花崗巖鋯石U-Pb年齡為250～230 Ma(Wang et al., 2007a)。以上資料表明, 云開地區北西?北西西向變形(約245～223 Ma)和北東向變形(約220～200 Ma)共同構成了區內印支期的兩幕變形。

3 華南印支期區域構造樣式

通過對上述典型地區的構造解析和熱年代學研究, 分別識別出了印支早期近東?西向/北西西向和印支晚期北東向兩幕變形。但是華南腹地北西?北西西向區域性面理構造由于被北北東?北東向變形所限制和改造而長期被忽略。通過野外地質調查及對1∶20萬地質圖的構造解析, 在華南內部同樣可識別出兩組不同運動學特征的脆韌性變形帶、逆沖推覆和褶皺帶等。在海南島至湘中地區, 自南向北發育的近東?西向或北西西向斷裂有尖峰嶺?吊羅斷裂、昌江?瓊海斷裂、王五?文教斷裂、遂溪斷裂、高要?惠來斷裂、佛岡?豐良斷裂、桂東斷裂、河池?柳城斷裂、河源斷裂、南嶺斷裂、從安?石城斷裂、仙游?昭平斷裂、羅源?明溪斷裂、龍山?醴陵褶皺帶、江華?九嶷山褶皺帶、姑婆山?花山褶皺帶等(圖5), 構造樣式由厚皮沖斷帶過渡為薄皮褶皺構造帶, 其根部位于海南和云開地區, 沿中上地殼基底拆離層低角度向北擴展至湘中地區甚至更北(圖6中C-D剖面)。該期變形在海南島地區表現為約250～242 Ma近東?西向右旋壓扭性脆韌性剪切帶或沖斷沖褶帶; 在云開和粵中地區, 以右旋壓扭性變形為特征的北西西或東?西向脆韌性變形發生在248～220 Ma(圖3～5); 在華南腹地的湘中地區, 則可見下三疊統薄層灰巖卷入了近東?西向褶皺, 并為北東向緊閉褶皺所疊加, 整個構造?沉積單元角度不整合下伏于下侏羅統砂巖/礫巖之下(Wang et al., 2013)。結合區內過鋁質花崗巖鋯石U-Pb年齡(243～210 Ma)和高級變質巖243～228 Ma(峰值為236 Ma)的峰期變質年齡, 可判斷該期近南?北向的擠壓縮短發生在250～225 Ma的印支早期(Wang et al., 2012, 2013a)。

圖5 華南腹地印支期北西西向和北東向主要構造帶的時空分布(據Wang et al., 2021修改)

圖6 華南腹地及周緣主要構造剖面

在華南陸塊和印支陸塊交接的揚子西南緣都龍?南盤江地區發育了右江印支前陸構造帶, 構造帶內以一系列向北北東擴展的前展式沖斷推覆構造為特征(圖6中E-F剖面; Shu et al., 1991, 2009; 舒良樹等, 1998, 2020; Wang et al., 2007a, 2013a; 任立奎, 2012)。大致以南盤江、右江斷裂帶為界, 都龍?南盤江地區可識別出南部沖褶帶和北部沖褶帶。南部褶沖帶由一系列指向北東的沖斷?沖褶帶構成, 自南向北發育有北西?南東走向、兼具右行走滑的馬江縫合帶和哀牢山、齋江等逆沖斷裂帶, 包括了都龍構造帶、西疇構造帶、廣南?富寧構造帶、西林?八渡圩構造帶及安然構造帶等。在上述逆沖巖片之間, 出露有俯沖雜巖或高壓變質巖, 以南部厚皮逆沖構造、向北擴展的雙重逆沖構造和疊瓦扇構造等為主要構造樣式, 變形前鋒達右江斷裂帶及其以北(任立奎, 2002, 2012; Faure et al., 2016)。右江?南盤江斷裂帶以南(如都龍和越北齋江地區)的厚皮構造被上三疊統礫巖以角度不整合所覆蓋(陳澤超等, 2013), 其片巖中同構造期白云母40Ar/39Ar變形年齡和變質鋯石U-Pb年齡變化于248～223 Ma之間(Yan et al., 2003, 2009; 陳澤超等, 2013), 相當于Deprat (1914)和Fromagat (1932)于越南北部定義的印支運動第一幕(Lepvrier et al., 2011; Faure et al., 2016; 王繼斌等, 2018)。由右江、南盤江、紫云?羅甸等斷裂帶和相關褶皺構成的北部褶皺?逆沖帶, 變形強度相對南部要弱, 它們在深部歸并于深部滑脫層, 至淺部則形成以龍頭山褶皺、灰家堡背斜、樂業背斜和賴子山背斜等為代表的前展式薄皮構造。該褶皺體系卷入最年輕的變形地層為中?上三疊統, 上三疊統頂部?下侏羅統以微角度不整合覆蓋于灰家堡背斜之上, 指示該次變形事件持續到晚三疊世晚期, 相當于印支運動第二幕(印支晚期或基梅里事件)。上述印支期兩幕變形事件奠定了都龍?南盤江地區的主體構造格架, 其早期的變形特征及熱年代學結果與海南、云開、粵中地區及印支腹地崑嵩地塊、三岐?福山、長山帶的北西西向韌性變形特征及同構造期礦物40Ar/39Ar坪年齡和麻粒巖變質鋯石U-Pb年齡一致, 反映變形樣式的時空統一性。結合海南邦溪?晨星至馬江?哀牢山一線石炭紀?晚二疊世MORB型變基性巖的發育, 東古特提斯哀牢山?馬江分支洋盆或弧后盆地閉合的相關資料, 已限定其最終閉合于～247 Ma, 揚子陸塊與思茅?印支陸塊的碰撞向碰撞后轉換發生在～237 Ma, 并在約210～200 Ma聚合完成而結束造山作用(Wang et al., 2018; He et al., 2020)。沿昌寧?孟連?因他暖?文冬?勞勿縫合線所代表的東古特提斯主洋盆的關閉時間為～237 Ma, 滇緬泰與思茅?印支陸塊同碰撞、碰撞后時間界定在約237～225 Ma和約225～200 Ma(Wang et al., 2018)。以上資料表明, 揚子西南緣印支期變形事件與東古特提斯主洋或者支洋盆關閉及隨之的滇緬泰、揚子和印支陸塊的陸陸碰撞具有時序上的一致性, 也反映其為同造山一事件的兩幕變形。東古特提斯洋于中晚三疊世?早侏羅世沿金沙江縫合帶最終關閉, 并與揚子陸塊西緣碰撞形成松潘?甘孜造山帶, 此時應力場由早期的近南?北向或南南西?北北東向轉為北西西?南南東向, 并在揚子西緣龍門山一帶形成了傾向北西、自北西向南東遞進發展的疊瓦沖斷帶和雙重逆掩構造帶(圖6中G-H剖面; Chen and Wilson, 1996; 張國偉等2013; 顏丹平等, 2020)。

華南陸塊北緣近東?西向的秦嶺?大別造山帶延伸千余千米。受控于華南陸塊向華北陸塊的深俯沖, 沿秦嶺?大別造山帶發育了以印支期為主的前陸復合構造帶(圖6中K-L和M-N剖面; Ratschbacher et al., 2000; 張國偉等, 2013), 其西段總體呈現為指向南南西的弧形雙層推覆構造(張國偉等, 2013; Dong et al., 2020); 東段桐柏?大別區段則以發育大型逆沖推覆巖片為特征, 并在其南緣保留有殘存前陸沖斷帶(Liu et al., 2003, 2005; Ernst et al., 2007)。與此同時, 在秦嶺?大別造山帶南緣的華南陸塊北部發育眾多近平行展布、向北逆沖推覆的沖斷構造(Lin et al., 2001), 自北而南有大磨山沖褶帶、幕阜山厚皮沖褶帶、九嶺基底隆升構造帶、萍樂沖褶帶和武功山沖斷帶等, 分別對應于雪峰推覆系統中自西而東的鄂渝湘黔隔槽式沖斷褶皺帶、鄂湘黔穹窿群弧形厚皮沖褶構造帶、雪峰?苗嶺基底構造帶和湘桂復合構造帶(祁陽弧形構造帶)。已有的資料表明, 九嶺、萍樂和武功山沖斷?沖褶帶卷入的最新地層為下三疊統, 并與上三疊統?下侏羅統香溪群呈角度不整合接觸, 同構造期礦物40Ar/39Ar坪年齡為252～196 Ma (Wang et al., 2013a, 2021)。而大磨山薄皮沖褶帶和幕阜山厚皮沖褶帶是印支期寬緩褶皺基礎上疊加晚侏羅世?早白堊世強烈變形的產物。上述研究表明, 武功山?大磨山一帶的揚子北緣的構造樣式也形成于印支期, 并表現為向北擴展的擠壓構造格局(Li et al., 2016), 該擠壓應力源自華南腹地武功?九嶺一帶、甚至更南, 而不是源自北側的華北與華南陸塊的深俯沖作用。因此, 華南?華北深俯沖碰撞形成的擠壓變形在揚子北緣并未形成近東?西向的寬廣沖斷或沖褶構造體系, 或者其形成的寬廣沖褶帶已被后期秦嶺?大別的向南逆掩所破壞。

華南陸塊在南緣古特提斯洋的持續匯聚、北部華北陸塊深俯沖碰撞的夾持下, 形成印支期近東?西向構造體系, 在華南東部也廣泛發育北東向左行壓扭性構造, 如戈枕斷裂、博白?岑溪斷裂、吳川?四會斷裂、恩平?新豐斷裂、蓮花山斷裂、豐城?婺源斷裂、新安?湖口斷裂、大余?南城斷裂、宜黃斷裂、古丈?鳳凰斷裂、通道?黔陽斷裂、灰湯?新寧斷裂、長壽街?雙牌斷裂等(圖5; Wang et al., 2013a, 2021)。Zhang and Cai (2009)報道了合浦?河臺剪切帶在213～195 Ma發生左旋剪切; Wang et al. (2005, 2007a)報道了雪峰和云開地區發育了晚三疊世向北西逆沖的斜向沖斷和褶皺體系, 并伴隨上盤向南東反沖。其中北東向雪峰構造帶自西而東發育有懷化?沅陵、靖縣?溆浦、通道?安化和城步?新化等脆韌性剪切帶和祁陽弧狀構造(圖1、5), 其變形表現為沿深部斷裂帶向北西?北西西左旋壓扭性逆沖、并伴向南東?南東東的反向逆沖為特征, 在剖面上呈現反“Y”型構造樣式, 變形年齡變化于225～195 Ma之間(Wang et al., 2005)。地球物理資料顯示, 雪峰山構造帶下12～20 km處發育低角度傾向南東的低速帶, 可能代表了雪峰山深部中下地殼的拆離剪切帶。該北西?北北西向逆沖推覆為主的構造樣式自雪峰山向東延至贛中或贛東?閩西地區, 并在閩西武夷山和贛東南一帶轉換為以上盤向南東?南南東反向推覆為特征(Chen, 1999), 從而構成似正花狀或“Y”型的逆沖推覆構造系(圖6中A-B剖面; 舒良樹等, 1998, 2020; Wang et al., 2005, 2013a; Xiao and He, 2007; 張國偉等, 2013)。Xiao and He (2007)、Wang et al. (2013a)和Zhang et al. (2013)也報道武夷和海南地區發育有早中生代向南東逆沖的沖斷沖褶帶, 相關變形年齡分別為237～208 Ma和230～190 Ma(侯泉林等, 1995; 舒良樹等, 1998, 2020; Chen, 1999; Dong et al., 2020)。該北東向構造為上三疊統?下侏羅統角度不整合所覆蓋, 其變形年齡與上文闡述的海南、云開和粵中地區北東向剪切帶內同構造期云母所給出的印支晚期40Ar/39Ar變形年齡(約225～190 Ma)一致(Wang et al., 2005, 2007a, 2013a, 2021; Zhang et al., 2011)。

4 周緣圍限下的印支期動力學模型

對華南大陸印支期構造格局, 長期以來一直爭論不休, 也形成了多種觀點或派系。如有專家提出華南腹地發育印支期大洋, 并由此提出阿爾卑斯型、多島洋型碰撞造山模式(Hsü et al., 1990; 李繼亮, 1992; 何科昭等, 1996; 馬文璞, 1996)。但現有資料表明, 華南腹地除贛湘桂交界地區發育有中二疊統?下三疊統淺海?半深海碎屑巖建造外, 上古生界主要以碳酸鹽巖臺地相或淺海碎屑巖相為特征, 因此, 華南腹地及沿海地區缺乏晚古生代?早中生代蛇綠巖套、大洋沉積物及相關巖石組合, 與早中生代俯沖作用緊密聯系的弧巖漿作用也沒有得到確認(Gupta, 1989; Shu et al., 1991, 2008, 2009; 舒良樹等, 1998, 2020; Wang et al., 2005, 2007a, 2013a), 這些地質事實無疑與阿爾卑斯型造山和華南腹地“三疊紀大洋”匯聚模型差異巨大。古生物和古地磁資料也不支持華南腹地存在晚古生代?早中生代洋盆這一認識(Wang et al., 2013a)。另外有學者強調華南印支事件可能與華南陸塊同期的順時針旋轉或走滑作用有關(王二七, 2001), 但這種旋轉或走滑作用更可能是一種表現而不是動力學機制。另外, 是旋轉或走滑作用導致了華南早中生代構造?巖漿作用, 還是由于相關動力學機制導致華南早中生代構造?巖漿作用之時誘發了旋轉與走滑, 也需要進一步深入研究。

也有學者認為古太平洋板塊俯沖或平俯沖作用可能是驅動華南印支期造山作用的動力學機制, 該俯沖作用自二疊紀即已啟動(Holloway, 1982; 郭令智等, 1983; Li et al., 2006)。同樣該模型也面臨缺乏蛇綠巖套相關巖石組合及早中生代弧火山作用等地質事實的挑戰, 在華南沿海或其以東地區目前也尚未識別出典型三疊紀前陸盆地。而且, 現今大洋平俯沖區域也僅占全球大洋俯沖帶長度10%左右, 數值模擬研究也表明平俯沖發生為小概率事件, 需滿足三個“異常”動力學條件, 即年輕的或厚的大洋巖石圈(俯沖大洋巖石圈年齡小于50 Ma)、上覆大陸巖石圈具更大的向海絕對俯沖速率和厚的上覆大陸巖石圈(Huangfu et al., 2016)。如初始俯沖角度為20°時, 大于30 Ma大洋巖石圈產生平俯沖, 則俯沖洋殼必須高于正常洋殼厚度(～8 km); 并在此基礎上, 俯沖大洋巖石圈年齡每增加10 Ma, 洋殼需額外增厚大約3 km。當俯沖大洋巖石圈老于60 Ma時, 若要產生平俯沖, 俯沖洋殼厚度必大于20 km。因此, 大洋初始俯沖角度為20°、40 Ma正常厚度的大洋巖石圈、絕對俯沖速率為5 cm/a、上覆大陸巖石圈相對靜止的條件下, 則需上覆大陸巖石圈至少達220 km才能誘發平俯沖的產生。這些苛刻條件在華南東緣二疊紀時期是否滿足仍需要進一步探索。另外, 華南腹地特別是南部印支期北西?北西西向斷裂構造也難以用古太平洋板塊西向俯沖這一單一力源完美解釋。因此古太平洋板塊西向俯沖或平俯沖是否是華南腹地印支期構造?巖漿事件的內在因素或者唯一機制仍需更多證據的支持與驗證(Engebretson et al., 1985; Wang et al., 2013a; 張國偉等, 2013)。從目前研究來看, 華南印支期巖漿作用以過鋁質、殼源為主的花崗質巖石為主要特征, 呈面型發育于江南?雪峰以東, 且集中形成于248～210 Ma(峰值年齡為～239 Ma和～220 Ma)。具順時針--軌跡的高角閃巖相和麻粒巖相變質作用發生在253～218 Ma之間, 集中發育于武夷?南嶺?云開一帶, 而非東南沿海或更東地區。華南腹地印支事件沉積響應的分布范圍也在東南沿海至江南?雪峰一線; 在雪峰隆起帶以東缺失中三疊統, 上三疊統?下侏羅統角度不整合于前中三疊世地層之上; 而在雪峰隆起帶慈利?保靖斷裂以西的揚子地區, 中三疊統以灰巖和紫紅色泥質巖、砂巖為特征, 與上覆地層平行不整合或假整合接觸。

華南腹地南部構造樣式和熱年代學數據表明, 華南南部自海南?粵中一線向西至齋江?都龍?南盤江一帶發育有早?中三疊世(印支早期)兼具右旋走滑的北西?北西西向沖斷?沖褶構造, 且自南向北變形強度逐漸衰減, 由云開?海南?齋江?都龍等地區的厚皮構造向北過渡到湘中和紫云等地區的薄皮構造(圖6中C-D和E-F剖面)。該構造變形樣式在時空上與印支陸塊崑嵩、長山帶地區北西西向右旋韌性剪切帶構造體系、二疊紀?三疊紀巖漿作用和三疊紀麻粒巖相變質作用相耦合(Lepvrier et al., 1997, 2008; Carter and Clift, 2008; Qian et al., 2019), 也與東古特提斯哀牢山?馬江支洋盆或弧后盆地早中三疊世(～247 Ma)的最終關閉及三疊紀揚子陸塊與印支陸塊碰撞作用(Wang et al., 2018及相關文獻)相對應, 表明華南南緣哀牢山?馬江古特提斯分支的匯聚是華南腹地印支期造山事件不可或缺的動力來源。華南陸塊北部構造樣式的遷移和協調性表明, 華南陸塊與華北陸塊的三疊紀深俯沖碰撞在大別前緣形成了“鱷魚式構造”, 其向南的影響區域主要局限于秦嶺?大別南緣一帶。華南北部自北(大磨山)向南(武功山)由薄皮到厚皮的構造樣式, 顯然不同于典型前陸褶皺沖斷帶, 該構造樣式產生的具體機制尚不清晰, 它是否是華南與華北剛性大陸匯聚碰撞造成的“鱷魚式構造”楔入有待思考。但是不管怎樣, 華南與華北陸塊沿秦嶺?大別造山帶的三疊紀深俯沖在華南北部的響應最遠也僅波及到九嶺一線。

全球古地理資料表明, 晚二疊世(～255 Ma), 全球潘吉尼亞大陸的拼貼已基本完成, 東亞地區的西伯利亞、華北、華南、印支等陸塊于早侏羅世(～195 Ma)完成最終聚合(Wang et al., 2018及相關文獻)。早?中三疊世(約247～230 Ma), 華南陸塊與印支陸塊沿哀牢山?馬江縫合帶匯聚碰撞, 形成了南?北向擠壓應力場, 導致華南南部形成一系列250～225 Ma北西西或東?西向構造(Metcalfe, 1996; 鐘大賚等, 1998; Wang et al., 2010b, 2018, 2021; Faure et al., 2016), 此時太平洋古俯沖作用影響可能并不明顯, 更多只是起到阻滯作用以防止華南大陸向東逃逸。因此, 華南腹地印支早期(或稱為印支Ⅰ幕或傳統的印支運動)近東?西向或北西西向構造體系是在全球潘吉尼亞超大陸聚合的大背景下, 受華南南緣哀牢山?馬江古特提斯支洋匯聚、華北?華南陸塊沿秦嶺?大別深俯沖碰撞所雙重控制, 且南緣應力更為突顯(圖7)。

華南南緣哀牢山?馬江東古特提斯分支構造帶于230～225 Ma左右由同碰撞向后碰撞階段轉換(鐘大賚等, 1998; Wang et al., 2018), 而向西延入金沙江、義敦和松潘?甘孜地區等分支洋盆或弧后盆地持續到晚三疊世才與揚子西北部碰撞, 其關閉和碰撞時序晚于東段或南段, 而這一時段也正是以龍木措?雙湖?昌寧?孟連?因他暖?文冬?勞勿縫合線為標志的東古特提斯主洋盆最終關閉及滇緬泰/南羌塘和印支/思茅/北羌塘陸塊匯聚碰撞的時間(鐘大賚等, 1998; Wang et al., 2018; Qian et al., 2019), 也是華南西北緣龍門山地區疊瓦沖斷帶和雙重沖斷帶形成的時間(Chen and Wilson, 1996)。與之相應的是, 自東南沿海至武夷山、進而到華南南部與雪峰山一線, 中晚三疊世?早侏羅世發生了強烈的地殼結構重建和物質重組, 在雪峰山?武夷山以東的廣大地區發育左旋壓扭性“花狀”構造體系和面狀花崗巖漿作用。晚三疊世(約230～210 Ma), 深俯沖的揚子地殼物質快速抬升至淺表(Mattauer et al., 1985; Hacker et al., 1998; Wang et al., 2005)。因此, 晚三疊世?早侏羅世時期, 華南南緣和北緣均處于碰撞后應力松弛階段, 華南腹地雪峰山以東印支晚期構造?巖漿作用擠壓應力主要源自揚子西緣或西北緣東古特提斯洋盆或分支洋的俯沖消減, 及隨之的陸陸碰撞或華南東緣太平洋板塊的西向俯沖。但是, 綜合數值模擬的研究結果(Huangfu et al., 2016)和臺灣、南海北部和加里曼丹西部的研究工作(Xu et al., 2017; Yui et al., 2017; Wang et al., 2022), 晚三疊世?早侏羅世太平洋板塊更可能是安第斯型俯沖而非平俯沖, 其所影響范圍可能局限于東南沿海及其以東地區。因此, 在南、北兩側邊界的圍限下, 華南腹地晚三疊世?早侏羅世構造事件與其西緣東古特提斯的匯聚具有協調一致的時空耦合關系。東古特提斯沿揚子西緣或西北緣關閉所導致近北西?南東向擠壓應力格局促使揚子剛性塊體向東側向逃逸。華南雪峰山以西的揚子克拉通地區, 由于古老克拉通的剛性行為而難以變形、難以深熔; 相反在雪峰山以東地區, 由于經歷了新元古代早期的俯沖匯聚和廣西期的陸內再造等事件(Wang et al., 2010a, 2012, 2013a; Zhang and Wang, 2016), 先存的薄弱帶發育, 因而在印支晚期擠壓應力格局下有利于沿先存北東向構造繼承性發展, 從而形成近北東向的左旋壓扭性構造體系。印支晚期的這一構造事件, 即印支Ⅱ幕事件也與東古特提斯主洋盆匯聚所導致的基梅里事件相當。因此, 華南腹地印支期構造格局是潘吉尼亞大陸聚合期間, 在周緣華北陸塊和太平洋板塊的圍限條件下, 由古特提斯支洋盆剪刀式的穿時匯聚及隨之的碰撞導致華南腹地薄弱帶陸內造山的結果, 兩期變形或兩階段造山作用的差異與當時陸塊圍限的背景有關。

圖7 多塊體圍限下的華南印支期兩期變形的陸內造山模式(據Wang et al., 2021修改)

致謝:感謝南京大學舒良樹教授和中國地質大學(武漢)徐亞軍教授的建設性意見, 感謝張國偉院士、范蔚茗教授、張晏華教授、Cawood P A 教授、嵇少丞教授以及彭頭平、張玉芝、張菲菲、陳新躍、錢鑫、張愛梅博士和相關研究生在該項研究中所付出的辛勤勞動。

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Indosinian Deformation in the South China Block and Interaction with the Adjoining Blocks

WANG Yuejun, WANG Yang, ZHANG Yuzhi, QIAN Xin

(Guangdong Provincial Key Lab of Geodynamics and Geohazards, School of Earth Sciences and Engineering, Sun Yat-sen University, Zhuhai 519082, Guangdong, China)

The Triassic Indosinian orogenesis is a key period in the tectonic evolution of the South China Block (SCB). The geometry and kinematics of the Triassic deformational event have great implications in revealing the driving mechanism of the intra-continental orogenesis in the SCB. A synthesis of field- and mapping- based structural analysis and thermo-geochronological results suggests a two-stage Triassic deformational patterns including top-to-north dextral thrusting at250–225 Ma and NE-trending sinistral transpression at230–190 Ma. The Early Triassic dextral transpression is marked by NWW-trending high-strain zones and thrust nappes and sheets, which might have been rooted in the Hainan-Yunkai basement across the middle-upper crustal basal detachment. It transformed from a thick-skinned fold-and thrust- to thin-skinned Jura-like patterns with northerly-propagating deformation from south to north in the southern SCB. The Late Triassic NE-trending sinistral transpression was accompanied by a series of the axis-planed sub-parallel folds and top-to NW- or SE- thrust components in the SCB interior, resulting in the development of the regional positive flower-like geometry and reactivation of the pre-existing structures. The two-stage (Early-Middle and Late Triassic) intra-continental orogenesis in the SCB were jointly controlled by its interaction with the adjoining blocks with the clockwise scissor-like closure of the Paleotethyan Ocean, deep-subduction of the SCB beneath the North China Block and the obstruction of the Paleo-Pacific Plate.

Triassic; intracontinental deformation; South China Block; structural pattern; thermochronolgoy; interaction with the adjoining blocks

2021-12-10;

2022-02-25

國家自然科學基金?廣東省聯合基金集成項目(U1701641)和廣東省基礎與應用基礎研究基金項目(2018B030312007)聯合資助。

王岳軍(1969–), 男, 教授, 主要從事構造地質學方面研究。E-mail: wangyuejun@mail.sysu.edu.cn

P548

A

1001-1552(2022)03-0399-017

10.16539/j.ddgzyckx.2022.03.001