华南印支期变形格局及多陆块围限模型

王岳军, 王 洋, 张玉芝, 钱 鑫

华南印支期变形格局及多陆块围限模型

王岳军, 王 洋, 张玉芝, 钱 鑫

(中山大学 地球科学与工程学院, 广东省地球动力作用与地质灾害重点实验室, 广东 珠海 519082)

三叠纪(印支期)是华南陆块构造演化过程中最重要的阶段之一, 是奠定华南及东亚地区基本构造格局的关键时期, 因此阐明印支期变形的几何学和运动学特征对揭示华南腹地造山作用的驱动机制具有重要意义。该文综合了华南地区野外构造解析及热年代学等研究成果, 提出了华南陆块南部三叠纪两阶段演变过程。其中印支早期(约250～225 Ma)变形表现为北西西或近东‒西向具右旋走滑压扭性逆冲构造体系。该构造体系的根带位于华南南部海南‒云开一线, 以厚皮构造沿中‒上地壳拆离层低角度自南向北扩展为薄皮构造。印支晚期(约230～190 Ma)构造样式以一系列近平行的北东向左旋压扭性脆‒韧性冲断构造及褶皱体系为特征, 区域上表现为花状背冲或鳄鱼式样式。结合华南陆块周缘印支期构造样式的基本面貌, 认为华南陆块印支期两期变形样式的形成是在华南陆块向华北陆块深俯冲及东侧古太平洋板块阻塞作用围限下, 华南南缘东古特提斯洋的剪刀式穿时关闭及随之的扬子与思茅‒印支陆块俯冲碰撞的结果。

三叠纪; 陆内变形; 华南陆块; 构造样式; 热年代学; 多陆块围限

0 引 言

华南陆块位于特提斯‒喜马拉雅构造域和西太平洋俯冲带之间, 经历了复杂的构造演化历史(图1a; Wang et al., 2013a)。前人研究表明现今的华南陆块是由不同前寒武纪基底的扬子陆块和华夏陆块于新元古代(～820 Ma)沿江南造山带拼合而成(Shu et al., 1991, 2008, 2009; Shu and Charvet, 1996; 舒良树等, 1998, 2020; Wang et al., 2013a, 2018; Zhao, 2015; Zhang and Wang, 2016; Cawood et al., 2018), 并先后经历了奥陶纪‒志留纪(约450～400 Ma)广西运动、三叠纪(约250～200 Ma)印支运动及侏罗纪‒白垩纪(约145～90 Ma)燕山运动等区域构造‒热事件(Ren, 1991;舒良树等, 1998, 2020; Wang et al., 2013a; Zhang et al., 2013), 从而造就了华南陆块复杂而独具特色的构造格局(Huang, 1945; Shu et al., 1991, 2008, 2009; Charvet et al., 1994; 舒良树等, 1998, 2020; Wang et al., 2005, 2013a; Faure et al., 2016)。其中三叠纪的印支期是中国东部大地构造演化重要的转折阶段, 也是东亚太平洋主动大陆边缘形成、发展, 及中国东部由古亚洲洋、古特提斯洋构造域向太平洋构造域转变的重要时期。在此期间, 西伯利亚、华北、华南和印支陆块完成碰撞/拼合(Deprat, 1914; 黄汲清等, 1977; 任纪舜等, 1980; 郭令智等, 1983; Ren, 1991; Metcalfe, 1996; Veevers, 2004; Cawood, 2005)。在中国东部及东南亚地区, 印支运动造成了上三叠统‒下侏罗统与中‒下三叠统或前三叠系之间的区域性不整合。

近几十年来, 华南陆块印支期构造‒岩浆与沉积作用的大量研究为剖析华南大地构造演化提供了重要资料和依据, 但对其构造样式的时空演化及其动力学机制还存在诸多争议。如相继提出了①华南腹地存在晚古生代‒早中生代洋盆的阿尔卑斯型或多岛洋型碰撞造山模式(Hsü et al., 1990; 李继亮, 1992; 何科昭等, 1996; 马文璞, 1996); ②太平洋板块西向俯冲的安第斯型活动大陆边缘和板片后撤的软流圈上涌模式(Holloway, 1982; 郭令智等, 1983; Ren, 1991; Zhou and Li, 2000); ③太平洋板块中生代西向平俯冲模式(Li and Li, 2007); ④与板缘远程效应相关的陆内造山模式(Shu et al., 1991, 2008, 2009; Lepvrier et al., 1997, 2011; 舒良树等, 1998, 2020; Carter et al., 2001; Wang et al., 2005, 2007a, 2013a; 张国伟等, 2013)等等。这些构造模型一定程度上反映了华南早中生代大地构造演化的复杂性, 也推动华南印支期大地构造演化的研究, 为理解东亚构造背景及其聚散历程起到了重要作用。由于现有资料仍不足以构筑华南腹地印支期变形构造样式及其变形时序格架, 尤其对华南南部的变形构造解析和热年代学研究相对薄弱, 因此阐明华南印支期构造演化的动力机制仍是东亚大地构造研究的前沿与热点科学问题。本文综合和梳理了作者和前人对华南大陆特别是南部海南岛、云开大山以及粤中等地区的构造观察与热年代学资料, 解析了华南南部印支期构造几何学、运动学特征, 厘定其变形时序格架及区域协调性, 进而对华南印支期构造演变与陆缘边界控制的时空耦合关系进行剖析。

1 区域地质背景

华南陆块北经秦岭‒大别‒苏鲁造山带与华北陆块相接, 南以金沙江‒哀牢山‒马江缝合带与思茅‒印支陆块相连, 西经龙门山造山带与松潘‒甘孜地块相邻(图1b), 其内发育多个不连续的“古老”岩石构造单元, 如崆岭、昆阳和海南地块。现有资料显示华南大陆可能在早元古代晚期形成了原扬子地块, 新元古代早期(约1000～930 Ma)华夏西侧的武夷‒云开地区和华夏沿海地区汇聚而形成原华夏地块, 新元古代晚期(～830 Ma)原扬子地块与原华夏地块沿江山‒绍兴‒周潭‒鹰阳关一线和江南造山带聚合拼贴, 形成了统一的华南陆块(Zhang et al., 2013; Shu et al., 2018; Cawood et al., 2018; Wang et al., 2019; 舒良树等, 2020)。

图1 华南区域构造格架及大地构造区划(据Wang et al., 2013a; 张国伟等, 2013修改)

华南陆块新元古界‒震旦系主要由碎屑岩组成。寒武系‒奥陶系及志留系在雪峰山以西的扬子陆块以碳酸盐台地相沉积为特征; 而在雪峰山以东则以浅海和斜坡相沉积、而非深海大洋或前陆盆地沉积为特征, 其沉积相呈指状交叉, 由东向西从碎屑岩相逐渐过渡为碳酸盐台地相, 未见明显跳相现象的沉积(Wang et al., 2010b; 李聪等, 2011; 舒良树等, 2020)。Chen et al. (2010)和Rong et al. (2007)从古生物地层学和古生态学角度也证实了早古生代雪峰‒苗岭到云霄‒武夷山之间为连续统一的陆内海盆, 此时江山‒绍兴断裂并没有阻隔碎屑物质自东或东南向西或北西运移(Wang et al., 2010b)。460～400 Ma华南东部早古生代构造‒热事件和古生物响应被认为是陆内造山作用的结果(Rong et al., 2007; Wang et al., 2013; 陈旭等, 2014)。现有资料表明, 华南腹地缺乏早古生代蛇绿岩组合、深海硅质岩和岛弧岩浆作用记录, 有限出露的中基性岩石呈点状零星散布于主干断裂带及其附近, 其年龄为440～420 Ma(Wang et al., 2013a)。相应的, 华南腹地发育了大量454～400 Ma过铝质花岗岩, 武夷‒云开一线则相伴发育具顺时针--轨迹的绿片岩相、角闪岩相、甚至麻粒岩相变质岩(Shu et al., 1991, 2008, 2009; Shu and Charvet, 1996; 舒良树等, 1998, 2020; Yu et al., 2005; Wang et al., 2005, 2007b, 2010a, 2012, 2013a; 于津海等, 2007)。

华南东部志留系和下泥盆统出露相对有限, 主要发育中泥盆统至中‒下三叠统, 如浅水或台地相的石炭系、下二叠统灰岩、上二叠统砂岩和页岩及下三叠统薄层灰岩(Shu et al., 1991, 2008, 2009; 舒良树等, 1998, 2020); 中三叠统主要为灰岩或红色的页岩和砂岩; 上三叠统‒侏罗系为陆相沉积岩系, 与上覆下白垩统和下伏前侏罗系分别呈角度不整合接触(Wang et al., 2013a, 2021)。而在华南陆块西部, 侏罗系以砂岩和粉砂岩为特征, 与下伏上三叠统砂岩呈平行不整合接触(Wang et al., 2013a, 2021)。华南晚古生代‒早中生代岩浆作用主要发育于雪峰山以东的湘、桂、粤、赣、闽诸省, 空间上与广西期花岗质岩石分布范围重叠, 岩性以过铝质花岗质岩石为主, 形成时间集中在243～210 Ma, 岩石成因研究表明其主要为变泥质岩和变火成岩在地壳叠置加厚条件下深熔而成的产物(Zhou and Li, 2000; Wang et al., 2005, 2007b, 2010b, 2013a, 2013b)。现有资料表明, 作为华南东部构造格局的定型事件, 印支期岩浆构造‒热事件影响范围向西达江南‒雪峰‒苗岭之江南‒慈利‒保靖断裂一线, 但对该线以东区域不同区段构造几何学、运动学特征的区域对比、相应变形样式及热年代学限定的研究仍显薄弱(Wang et al., 2005, 2007a, 2013a, 2021)。

2 华南南部关键区带印支期构造特征

海南岛、云开大山以及粤中地区保存了清晰的印支期地质记录, 是解析华南南部印支期变形构造和厘定变形时序格架的理想地区(Wang et al., 2007a, 2021; Zhang et al., 2011)。在这些地区, 印支期地质记录主要表现为绿片岩‒角闪岩相变质作用和强烈的近东‒西向/北西‒北西西和北东向脆韧性变形及相关的冲断‒冲褶构造。

2.1 海南地区

海南地区主要发育中元古界抱板群和石碌群、古生界海相地层和中生界陆相地层(广东省地质矿产局, 1988)。一些学者认为海南地区是华夏陆块的一部分; 也有学者认为其与印支陆块关系密切, 并被九所‒陵水断裂或昌江‒琼海断裂分割为分属华夏陆块和印支陆块的南北两部分(水涛, 1987; 许靖华等, 1987; 广东省地质矿产局, 1988)。

现有构造解析和显微组构分析表明, 海南岛前三叠系发育两组具不同几何学和运动学特征的脆‒韧性变形(Zhang et al., 2011)。其中一组脆‒韧性变形主要发育于乐东‒五指山‒万宁地区前三叠纪地层之中, 为具右行走滑逆冲性质的北西‒北西西向断裂体系(图2)。该剪切构造以公爱剪切带最为典型, 带内可见糜棱面理倾向南南西, 倾角20°～55°, 拉伸线理向南东‒南东东倾伏, 倾伏角15°～35°, 相应宏观剪切标志和显微组构指示其上盘向北北东方向逆冲、具右行走滑分量(图2)。同期糜棱岩样品中同构造期白云母给出了250～242 Ma的40Ar/39Ar坪年龄(Zhang et al., 2011), 与区内面理化花岗岩或花岗片麻岩272～252 Ma的锆石U-Pb年龄(Li et al., 2006)和海南中部中三叠统砾岩角度不整合上覆于下二叠统灰岩的地质事实相吻合。卷入北西西向构造体系(如石碌复向斜、抱板复向斜和芙蓉田复背斜)的岩石单元包括前寒武系抱板群和石碌群、石炭系及下二叠统, 其中石碌复向斜呈现南翼缓而北翼陡倾的不对称几何学特征, 指示由南向北的逆冲挤压(图2); 抱板复向斜和芙蓉田复背斜则由一系列翼间角紧闭、轴面向南倾斜的倒转褶皱构成, 运动学标志指示其向北北东逆冲。在昌江‒琼海断裂以北, 也发育有一系列轴面倾向南南西的倒转褶皱及由褶皱和逆断裂构成的逆冲推覆岩片。

图2 海南岛主要岩石地层及变形动力学特征(据Zhang et al., 2011修改)

另一组脆‒韧性变形为具左行走滑逆冲性质的北东向构造, 切割了北西‒北西西向构造。代表性构造有戈枕和冲卒岭剪切带及相关的褶皱构造(图2; 广东省地质矿产局, 1988)。剪切带内出露有糜棱岩化花岗岩、片麻岩和片岩, 面理倾角25°～50°, 拉伸线理向北北西倾伏, 倾伏角15°～30°, 同构造期白云母和黑云母给出了229～190 Ma的40Ar/39Ar坪年龄(Zhang et al., 2011)。与之相应的, 海南岛中部和北部地区中‒上三叠统砂岩角度不整合于前三叠系之上, 相关的不对称褶皱有轴面向北西倾斜的南好复背斜、东岭复背斜、三亚复向斜和南昆元复向斜。在昌江‒琼海地区可见下古生界逆冲于上古生界之上, 也同样发育轴面倾向北西的褶皱, 且褶皱翼间角自西向东由紧闭逐渐变得宽缓。

以上资料表明, 海南岛地区发育了印支早期(约250～240 Ma)北西‒北西西走向的右旋压扭性构造和印支晚期(230～190 Ma)北东走向的左旋逆冲推覆构造。

2.2 粤中地区

粤中地区野外地质调查和1∶20万、1∶5万地质图的构造解析可识别出北西‒北西西向和北北东‒北东向两期构造变形(图3a)。阳江地区, 近东‒西向的高应变带发育S型构造岩、透入性面理和不同尺度的褶皱构造, 面理多倾向南‒南南西或北‒北北东, 倾角中等‒陡立(图3a)。在兴宁‒梅州地区, 发育上盘向北‒北北东逆冲的推覆体, 并形成轴面向南倾斜的不对称褶皱构造(图3b)。区内S-C组构、不对称长石/石英旋转碎斑、不对称布丁构造及牵引褶皱都指示了由南向北的挤压和右行剪切分量, 其变形温度介于350～500 ℃之间(Wang et al., 2021)。年代学资料显示, 阳西地区北西西向或近东‒西向剪切带中花岗糜棱岩或糜棱岩化花岗岩锆石U-Pb年龄为445～420 Ma, 同构造期黑云母给出了229～225 Ma的40Ar/39Ar坪年龄(Wang et al., 2021); 梅州地区糜棱岩中黑云母坪年龄为224～222 Ma, 相关浅色岩体给出了249±7 Ma和241±9 Ma的锆石U-Pb年龄(Wang et al., 2021)。因此粤中地区以右旋压扭性逆冲变形为特征的北西西向或近东‒西向脆韧性变形时间约为250～222 Ma(Wang et al., 2021)。

粤中地区北东向构造主要包括一系列上盘向北西‒北西西的逆冲岩席和相关褶皱。北东向褶皱宽达数千米, 呈宽缓或紧闭形态, 轴面陡立或向北西‒南东倒伏, 其中近平行展布的逆冲断层走向NE25°～ 50°, 倾角平缓‒陡立。此外, 该区可见倾向北西‒北西西的脆‒韧性剪切带, 剪切带中发育的S-C组构、不对称旋斑和牵引褶皱指示逆冲兼左旋走滑的运动学性质(Wang et al., 2021)。在近东‒西向韧性变形之上叠加发育有左旋压扭性的北东向剪切变形(如阳江福湖岭地区), 带内代表性糜棱岩中黑云母给出了40Ar/39Ar坪年龄为215～210 Ma(Wang et al., 2021)。而白云山地区截切近东‒西向糜棱构造的未变形花岗质岩脉给出锆石加权平均年龄为210±3 Ma, 表明粤中地区变形可能在210 Ma左右趋于停止(Wang et al., 2021)。因此, 粤中地区北东向左旋压扭性变形构造主体发生于220～210 Ma之间。

2.3 云开大山

云开构造带宽达150 km, 长达300 km以上, 是华南南部重要的变形带。它毗邻十万大山盆地, 东接晚中生代和新生代断陷拉分盆地, 向东北延伸与白云山和武夷山变质岩带相连, 以发育一系列脆韧性剪切带和冲断‒冲褶带为特征(图4)。传统上认为云开构造带是由前寒武系变质基底(如云开群)、古生代、中生代沉积盖层和早古生代末期(约445～420 Ma)花岗岩组成(张岳桥, 1999; Wang et al., 2007a, 2013a)。Wang et al. (2007a)对云开大山地区进行野外填图和变形解析, 将其划分为吴川‒四会韧性剪切带、信宜‒高州构造带和博白‒岑溪韧性剪切带(图4)。从云开大山西侧至十万大山一带整体呈现由东南向西北推覆; 而罗定‒越城断裂带以东的云开大山东侧则自西北向南东推挤, 构成一个背冲型构造样式。云开大山东侧北东向吴川‒四会韧性剪切带分割了东侧上古生界灰岩和碎屑岩及西侧变质基底, 由一系列宽可达1 km以上, 长达几十千米、甚至上百千米的韧性(如大王山)和脆韧性剪切带(如西山)构成, 显示为不均匀透镜状的变形图像。云开大山西侧北东向博白‒岑溪韧性剪切带南至北部湾、北至岑溪, 与近东‒西向罗定剪切带相接, 其两侧边界为陆川‒岑溪和黎村‒文地断裂(图4), 带内剪切变形多发育于加里东期花岗岩和变质岩之中。夹持于北东向吴川‒四会韧性剪切带和博白‒岑溪韧性剪切带之间的信宜‒高州构造带内变质岩石多经历了角闪岩相变质作用, 发育有褶皱轴面近东‒西向或北西西向直立‒平卧背斜、逆冲推覆岩片和复合叠加褶皱为特征的冲褶构造或冲断岩带(Wang et al., 2007a)。

图3 粤中地区主要变形行迹及其构造剖面(据Wang et al., 2021)

图4 云开地区主要构造单元变形行迹及构造剖面(据Wang et al., 2007a修改)

在吴川‒四会韧性剪切带和博白‒岑溪韧性剪切带内保存了丰富的北东向变形构造, 可见开阔到紧闭褶皱、糜棱面理等, 部分地区见低角度正断层。在信宜‒高州构造带, 该期变形叠加并改造了早期北西‒北西西向断裂体系(袁正新和黄富强, 1988), 而北西西向韧性变形的同构造期云母40Ar/39Ar坪年龄变化于231～223 Ma之间。在吴川‒四会韧性剪切带和博白‒岑溪韧性剪切带中可见鞘褶皱和小型倒转褶皱, 其中吴川‒四会韧性剪切带内面理倾向南东‒南东东, 线理近水平或向北东‒北北东方向倾伏; 而博白‒岑溪韧性剪切带内面理呈北东走向、发育低角度向南西‒南南西倾伏的线理。与该期变形相关的云母鱼、S-C组构、不对称布丁、σ和δ碎斑等均指示了左旋运动学性质。同构造期糜棱岩样品中的云母给出了218～207 Ma的40Ar/39Ar坪年龄(Wang et al., 2007a), 侵入其中的未变形花岗岩形成于215～208 Ma (彭少梅等, 1995a, 1995b), 这与云开大山东侧小云雾山组(T3～J1)角度不整合于前上三叠统之上的地质事实相吻合(广东省地质矿产局, 1988; 袁正新和黄富强, 1988)。另外, 云开‒十万大山地区麻粒岩和斜长角闪岩经历了顺时针-变质轨迹, 其变质锆石U-Pb年龄介于248～235 Ma之间(Wang et al., 2007a, 2013a)。大容山‒十万大山由地壳加厚深熔而成的堇青石花岗岩和片麻状花岗岩锆石U-Pb年龄为250～230 Ma(Wang et al., 2007a)。以上资料表明, 云开地区北西‒北西西向变形(约245～223 Ma)和北东向变形(约220～200 Ma)共同构成了区内印支期的两幕变形。

3 华南印支期区域构造样式

通过对上述典型地区的构造解析和热年代学研究, 分别识别出了印支早期近东‒西向/北西西向和印支晚期北东向两幕变形。但是华南腹地北西‒北西西向区域性面理构造由于被北北东‒北东向变形所限制和改造而长期被忽略。通过野外地质调查及对1∶20万地质图的构造解析, 在华南内部同样可识别出两组不同运动学特征的脆韧性变形带、逆冲推覆和褶皱带等。在海南岛至湘中地区, 自南向北发育的近东‒西向或北西西向断裂有尖峰岭‒吊罗断裂、昌江‒琼海断裂、王五‒文教断裂、遂溪断裂、高要‒惠来断裂、佛冈‒丰良断裂、桂东断裂、河池‒柳城断裂、河源断裂、南岭断裂、从安‒石城断裂、仙游‒昭平断裂、罗源‒明溪断裂、龙山‒醴陵褶皱带、江华‒九嶷山褶皱带、姑婆山‒花山褶皱带等(图5), 构造样式由厚皮冲断带过渡为薄皮褶皱构造带, 其根部位于海南和云开地区, 沿中上地壳基底拆离层低角度向北扩展至湘中地区甚至更北(图6中C-D剖面)。该期变形在海南岛地区表现为约250～242 Ma近东‒西向右旋压扭性脆韧性剪切带或冲断冲褶带; 在云开和粤中地区, 以右旋压扭性变形为特征的北西西或东‒西向脆韧性变形发生在248～220 Ma(图3～5); 在华南腹地的湘中地区, 则可见下三叠统薄层灰岩卷入了近东‒西向褶皱, 并为北东向紧闭褶皱所叠加, 整个构造‒沉积单元角度不整合下伏于下侏罗统砂岩/砾岩之下(Wang et al., 2013)。结合区内过铝质花岗岩锆石U-Pb年龄(243～210 Ma)和高级变质岩243～228 Ma(峰值为236 Ma)的峰期变质年龄, 可判断该期近南‒北向的挤压缩短发生在250～225 Ma的印支早期(Wang et al., 2012, 2013a)。

图5 华南腹地印支期北西西向和北东向主要构造带的时空分布(据Wang et al., 2021修改)

图6 华南腹地及周缘主要构造剖面

在华南陆块和印支陆块交接的扬子西南缘都龙‒南盘江地区发育了右江印支前陆构造带, 构造带内以一系列向北北东扩展的前展式冲断推覆构造为特征(图6中E-F剖面; Shu et al., 1991, 2009; 舒良树等, 1998, 2020; Wang et al., 2007a, 2013a; 任立奎, 2012)。大致以南盘江、右江断裂带为界, 都龙‒南盘江地区可识别出南部冲褶带和北部冲褶带。南部褶冲带由一系列指向北东的冲断‒冲褶带构成, 自南向北发育有北西‒南东走向、兼具右行走滑的马江缝合带和哀牢山、斋江等逆冲断裂带, 包括了都龙构造带、西畴构造带、广南‒富宁构造带、西林‒八渡圩构造带及安然构造带等。在上述逆冲岩片之间, 出露有俯冲杂岩或高压变质岩, 以南部厚皮逆冲构造、向北扩展的双重逆冲构造和叠瓦扇构造等为主要构造样式, 变形前锋达右江断裂带及其以北(任立奎, 2002, 2012; Faure et al., 2016)。右江‒南盘江断裂带以南(如都龙和越北斋江地区)的厚皮构造被上三叠统砾岩以角度不整合所覆盖(陈泽超等, 2013), 其片岩中同构造期白云母40Ar/39Ar变形年龄和变质锆石U-Pb年龄变化于248～223 Ma之间(Yan et al., 2003, 2009; 陈泽超等, 2013), 相当于Deprat (1914)和Fromagat (1932)于越南北部定义的印支运动第一幕(Lepvrier et al., 2011; Faure et al., 2016; 王继斌等, 2018)。由右江、南盘江、紫云‒罗甸等断裂带和相关褶皱构成的北部褶皱‒逆冲带, 变形强度相对南部要弱, 它们在深部归并于深部滑脱层, 至浅部则形成以龙头山褶皱、灰家堡背斜、乐业背斜和赖子山背斜等为代表的前展式薄皮构造。该褶皱体系卷入最年轻的变形地层为中‒上三叠统, 上三叠统顶部‒下侏罗统以微角度不整合覆盖于灰家堡背斜之上, 指示该次变形事件持续到晚三叠世晚期, 相当于印支运动第二幕(印支晚期或基梅里事件)。上述印支期两幕变形事件奠定了都龙‒南盘江地区的主体构造格架, 其早期的变形特征及热年代学结果与海南、云开、粤中地区及印支腹地崑嵩地块、三岐‒福山、长山带的北西西向韧性变形特征及同构造期矿物40Ar/39Ar坪年龄和麻粒岩变质锆石U-Pb年龄一致, 反映变形样式的时空统一性。结合海南邦溪‒晨星至马江‒哀牢山一线石炭纪‒晚二叠世MORB型变基性岩的发育, 东古特提斯哀牢山‒马江分支洋盆或弧后盆地闭合的相关资料, 已限定其最终闭合于～247 Ma, 扬子陆块与思茅‒印支陆块的碰撞向碰撞后转换发生在～237 Ma, 并在约210～200 Ma聚合完成而结束造山作用(Wang et al., 2018; He et al., 2020)。沿昌宁‒孟连‒因他暖‒文冬‒劳勿缝合线所代表的东古特提斯主洋盆的关闭时间为～237 Ma, 滇缅泰与思茅‒印支陆块同碰撞、碰撞后时间界定在约237～225 Ma和约225～200 Ma(Wang et al., 2018)。以上资料表明, 扬子西南缘印支期变形事件与东古特提斯主洋或者支洋盆关闭及随之的滇缅泰、扬子和印支陆块的陆陆碰撞具有时序上的一致性, 也反映其为同造山一事件的两幕变形。东古特提斯洋于中晚三叠世‒早侏罗世沿金沙江缝合带最终关闭, 并与扬子陆块西缘碰撞形成松潘‒甘孜造山带, 此时应力场由早期的近南‒北向或南南西‒北北东向转为北西西‒南南东向, 并在扬子西缘龙门山一带形成了倾向北西、自北西向南东递进发展的叠瓦冲断带和双重逆掩构造带(图6中G-H剖面; Chen and Wilson, 1996; 张国伟等2013; 颜丹平等, 2020)。

华南陆块北缘近东‒西向的秦岭‒大别造山带延伸千余千米。受控于华南陆块向华北陆块的深俯冲, 沿秦岭‒大别造山带发育了以印支期为主的前陆复合构造带(图6中K-L和M-N剖面; Ratschbacher et al., 2000; 张国伟等, 2013), 其西段总体呈现为指向南南西的弧形双层推覆构造(张国伟等, 2013; Dong et al., 2020); 东段桐柏‒大别区段则以发育大型逆冲推覆岩片为特征, 并在其南缘保留有残存前陆冲断带(Liu et al., 2003, 2005; Ernst et al., 2007)。与此同时, 在秦岭‒大别造山带南缘的华南陆块北部发育众多近平行展布、向北逆冲推覆的冲断构造(Lin et al., 2001), 自北而南有大磨山冲褶带、幕阜山厚皮冲褶带、九岭基底隆升构造带、萍乐冲褶带和武功山冲断带等, 分别对应于雪峰推覆系统中自西而东的鄂渝湘黔隔槽式冲断褶皱带、鄂湘黔穹窿群弧形厚皮冲褶构造带、雪峰‒苗岭基底构造带和湘桂复合构造带(祁阳弧形构造带)。已有的资料表明, 九岭、萍乐和武功山冲断‒冲褶带卷入的最新地层为下三叠统, 并与上三叠统‒下侏罗统香溪群呈角度不整合接触, 同构造期矿物40Ar/39Ar坪年龄为252～196 Ma (Wang et al., 2013a, 2021)。而大磨山薄皮冲褶带和幕阜山厚皮冲褶带是印支期宽缓褶皱基础上叠加晚侏罗世‒早白垩世强烈变形的产物。上述研究表明, 武功山‒大磨山一带的扬子北缘的构造样式也形成于印支期, 并表现为向北扩展的挤压构造格局(Li et al., 2016), 该挤压应力源自华南腹地武功‒九岭一带、甚至更南, 而不是源自北侧的华北与华南陆块的深俯冲作用。因此, 华南‒华北深俯冲碰撞形成的挤压变形在扬子北缘并未形成近东‒西向的宽广冲断或冲褶构造体系, 或者其形成的宽广冲褶带已被后期秦岭‒大别的向南逆掩所破坏。

华南陆块在南缘古特提斯洋的持续汇聚、北部华北陆块深俯冲碰撞的夹持下, 形成印支期近东‒西向构造体系, 在华南东部也广泛发育北东向左行压扭性构造, 如戈枕断裂、博白‒岑溪断裂、吴川‒四会断裂、恩平‒新丰断裂、莲花山断裂、丰城‒婺源断裂、新安‒湖口断裂、大余‒南城断裂、宜黄断裂、古丈‒凤凰断裂、通道‒黔阳断裂、灰汤‒新宁断裂、长寿街‒双牌断裂等(图5; Wang et al., 2013a, 2021)。Zhang and Cai (2009)报道了合浦‒河台剪切带在213～195 Ma发生左旋剪切; Wang et al. (2005, 2007a)报道了雪峰和云开地区发育了晚三叠世向北西逆冲的斜向冲断和褶皱体系, 并伴随上盘向南东反冲。其中北东向雪峰构造带自西而东发育有怀化‒沅陵、靖县‒溆浦、通道‒安化和城步‒新化等脆韧性剪切带和祁阳弧状构造(图1、5), 其变形表现为沿深部断裂带向北西‒北西西左旋压扭性逆冲、并伴向南东‒南东东的反向逆冲为特征, 在剖面上呈现反“Y”型构造样式, 变形年龄变化于225～195 Ma之间(Wang et al., 2005)。地球物理资料显示, 雪峰山构造带下12～20 km处发育低角度倾向南东的低速带, 可能代表了雪峰山深部中下地壳的拆离剪切带。该北西‒北北西向逆冲推覆为主的构造样式自雪峰山向东延至赣中或赣东‒闽西地区, 并在闽西武夷山和赣东南一带转换为以上盘向南东‒南南东反向推覆为特征(Chen, 1999), 从而构成似正花状或“Y”型的逆冲推覆构造系(图6中A-B剖面; 舒良树等, 1998, 2020; Wang et al., 2005, 2013a; Xiao and He, 2007; 张国伟等, 2013)。Xiao and He (2007)、Wang et al. (2013a)和Zhang et al. (2013)也报道武夷和海南地区发育有早中生代向南东逆冲的冲断冲褶带, 相关变形年龄分别为237～208 Ma和230～190 Ma(侯泉林等, 1995; 舒良树等, 1998, 2020; Chen, 1999; Dong et al., 2020)。该北东向构造为上三叠统‒下侏罗统角度不整合所覆盖, 其变形年龄与上文阐述的海南、云开和粤中地区北东向剪切带内同构造期云母所给出的印支晚期40Ar/39Ar变形年龄(约225～190 Ma)一致(Wang et al., 2005, 2007a, 2013a, 2021; Zhang et al., 2011)。

4 周缘围限下的印支期动力学模型

对华南大陆印支期构造格局, 长期以来一直争论不休, 也形成了多种观点或派系。如有专家提出华南腹地发育印支期大洋, 并由此提出阿尔卑斯型、多岛洋型碰撞造山模式(Hsü et al., 1990; 李继亮, 1992; 何科昭等, 1996; 马文璞, 1996)。但现有资料表明, 华南腹地除赣湘桂交界地区发育有中二叠统‒下三叠统浅海‒半深海碎屑岩建造外, 上古生界主要以碳酸盐岩台地相或浅海碎屑岩相为特征, 因此, 华南腹地及沿海地区缺乏晚古生代‒早中生代蛇绿岩套、大洋沉积物及相关岩石组合, 与早中生代俯冲作用紧密联系的弧岩浆作用也没有得到确认(Gupta, 1989; Shu et al., 1991, 2008, 2009; 舒良树等, 1998, 2020; Wang et al., 2005, 2007a, 2013a), 这些地质事实无疑与阿尔卑斯型造山和华南腹地“三叠纪大洋”汇聚模型差异巨大。古生物和古地磁资料也不支持华南腹地存在晚古生代‒早中生代洋盆这一认识(Wang et al., 2013a)。另外有学者强调华南印支事件可能与华南陆块同期的顺时针旋转或走滑作用有关(王二七, 2001), 但这种旋转或走滑作用更可能是一种表现而不是动力学机制。另外, 是旋转或走滑作用导致了华南早中生代构造‒岩浆作用, 还是由于相关动力学机制导致华南早中生代构造‒岩浆作用之时诱发了旋转与走滑, 也需要进一步深入研究。

也有学者认为古太平洋板块俯冲或平俯冲作用可能是驱动华南印支期造山作用的动力学机制, 该俯冲作用自二叠纪即已启动(Holloway, 1982; 郭令智等, 1983; Li et al., 2006)。同样该模型也面临缺乏蛇绿岩套相关岩石组合及早中生代弧火山作用等地质事实的挑战, 在华南沿海或其以东地区目前也尚未识别出典型三叠纪前陆盆地。而且, 现今大洋平俯冲区域也仅占全球大洋俯冲带长度10%左右, 数值模拟研究也表明平俯冲发生为小概率事件, 需满足三个“异常”动力学条件, 即年轻的或厚的大洋岩石圈(俯冲大洋岩石圈年龄小于50 Ma)、上覆大陆岩石圈具更大的向海绝对俯冲速率和厚的上覆大陆岩石圈(Huangfu et al., 2016)。如初始俯冲角度为20°时, 大于30 Ma大洋岩石圈产生平俯冲, 则俯冲洋壳必须高于正常洋壳厚度(～8 km); 并在此基础上, 俯冲大洋岩石圈年龄每增加10 Ma, 洋壳需额外增厚大约3 km。当俯冲大洋岩石圈老于60 Ma时, 若要产生平俯冲, 俯冲洋壳厚度必大于20 km。因此, 大洋初始俯冲角度为20°、40 Ma正常厚度的大洋岩石圈、绝对俯冲速率为5 cm/a、上覆大陆岩石圈相对静止的条件下, 则需上覆大陆岩石圈至少达220 km才能诱发平俯冲的产生。这些苛刻条件在华南东缘二叠纪时期是否满足仍需要进一步探索。另外, 华南腹地特别是南部印支期北西‒北西西向断裂构造也难以用古太平洋板块西向俯冲这一单一力源完美解释。因此古太平洋板块西向俯冲或平俯冲是否是华南腹地印支期构造‒岩浆事件的内在因素或者唯一机制仍需更多证据的支持与验证(Engebretson et al., 1985; Wang et al., 2013a; 张国伟等, 2013)。从目前研究来看, 华南印支期岩浆作用以过铝质、壳源为主的花岗质岩石为主要特征, 呈面型发育于江南‒雪峰以东, 且集中形成于248～210 Ma(峰值年龄为～239 Ma和～220 Ma)。具顺时针--轨迹的高角闪岩相和麻粒岩相变质作用发生在253～218 Ma之间, 集中发育于武夷‒南岭‒云开一带, 而非东南沿海或更东地区。华南腹地印支事件沉积响应的分布范围也在东南沿海至江南‒雪峰一线; 在雪峰隆起带以东缺失中三叠统, 上三叠统‒下侏罗统角度不整合于前中三叠世地层之上; 而在雪峰隆起带慈利‒保靖断裂以西的扬子地区, 中三叠统以灰岩和紫红色泥质岩、砂岩为特征, 与上覆地层平行不整合或假整合接触。

华南腹地南部构造样式和热年代学数据表明, 华南南部自海南‒粤中一线向西至斋江‒都龙‒南盘江一带发育有早‒中三叠世(印支早期)兼具右旋走滑的北西‒北西西向冲断‒冲褶构造, 且自南向北变形强度逐渐衰减, 由云开‒海南‒斋江‒都龙等地区的厚皮构造向北过渡到湘中和紫云等地区的薄皮构造(图6中C-D和E-F剖面)。该构造变形样式在时空上与印支陆块崑嵩、长山带地区北西西向右旋韧性剪切带构造体系、二叠纪‒三叠纪岩浆作用和三叠纪麻粒岩相变质作用相耦合(Lepvrier et al., 1997, 2008; Carter and Clift, 2008; Qian et al., 2019), 也与东古特提斯哀牢山‒马江支洋盆或弧后盆地早中三叠世(～247 Ma)的最终关闭及三叠纪扬子陆块与印支陆块碰撞作用(Wang et al., 2018及相关文献)相对应, 表明华南南缘哀牢山‒马江古特提斯分支的汇聚是华南腹地印支期造山事件不可或缺的动力来源。华南陆块北部构造样式的迁移和协调性表明, 华南陆块与华北陆块的三叠纪深俯冲碰撞在大别前缘形成了“鳄鱼式构造”, 其向南的影响区域主要局限于秦岭‒大别南缘一带。华南北部自北(大磨山)向南(武功山)由薄皮到厚皮的构造样式, 显然不同于典型前陆褶皱冲断带, 该构造样式产生的具体机制尚不清晰, 它是否是华南与华北刚性大陆汇聚碰撞造成的“鳄鱼式构造”楔入有待思考。但是不管怎样, 华南与华北陆块沿秦岭‒大别造山带的三叠纪深俯冲在华南北部的响应最远也仅波及到九岭一线。

全球古地理资料表明, 晚二叠世(～255 Ma), 全球潘吉尼亚大陆的拼贴已基本完成, 东亚地区的西伯利亚、华北、华南、印支等陆块于早侏罗世(～195 Ma)完成最终聚合(Wang et al., 2018及相关文献)。早‒中三叠世(约247～230 Ma), 华南陆块与印支陆块沿哀牢山‒马江缝合带汇聚碰撞, 形成了南‒北向挤压应力场, 导致华南南部形成一系列250～225 Ma北西西或东‒西向构造(Metcalfe, 1996; 钟大赉等, 1998; Wang et al., 2010b, 2018, 2021; Faure et al., 2016), 此时太平洋古俯冲作用影响可能并不明显, 更多只是起到阻滞作用以防止华南大陆向东逃逸。因此, 华南腹地印支早期(或称为印支Ⅰ幕或传统的印支运动)近东‒西向或北西西向构造体系是在全球潘吉尼亚超大陆聚合的大背景下, 受华南南缘哀牢山‒马江古特提斯支洋汇聚、华北‒华南陆块沿秦岭‒大别深俯冲碰撞所双重控制, 且南缘应力更为突显(图7)。

华南南缘哀牢山‒马江东古特提斯分支构造带于230～225 Ma左右由同碰撞向后碰撞阶段转换(钟大赉等, 1998; Wang et al., 2018), 而向西延入金沙江、义敦和松潘‒甘孜地区等分支洋盆或弧后盆地持续到晚三叠世才与扬子西北部碰撞, 其关闭和碰撞时序晚于东段或南段, 而这一时段也正是以龙木措‒双湖‒昌宁‒孟连‒因他暖‒文冬‒劳勿缝合线为标志的东古特提斯主洋盆最终关闭及滇缅泰/南羌塘和印支/思茅/北羌塘陆块汇聚碰撞的时间(钟大赉等, 1998; Wang et al., 2018; Qian et al., 2019), 也是华南西北缘龙门山地区叠瓦冲断带和双重冲断带形成的时间(Chen and Wilson, 1996)。与之相应的是, 自东南沿海至武夷山、进而到华南南部与雪峰山一线, 中晚三叠世‒早侏罗世发生了强烈的地壳结构重建和物质重组, 在雪峰山‒武夷山以东的广大地区发育左旋压扭性“花状”构造体系和面状花岗岩浆作用。晚三叠世(约230～210 Ma), 深俯冲的扬子地壳物质快速抬升至浅表(Mattauer et al., 1985; Hacker et al., 1998; Wang et al., 2005)。因此, 晚三叠世‒早侏罗世时期, 华南南缘和北缘均处于碰撞后应力松弛阶段, 华南腹地雪峰山以东印支晚期构造‒岩浆作用挤压应力主要源自扬子西缘或西北缘东古特提斯洋盆或分支洋的俯冲消减, 及随之的陆陆碰撞或华南东缘太平洋板块的西向俯冲。但是, 综合数值模拟的研究结果(Huangfu et al., 2016)和台湾、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), 晚三叠世‒早侏罗世太平洋板块更可能是安第斯型俯冲而非平俯冲, 其所影响范围可能局限于东南沿海及其以东地区。因此, 在南、北两侧边界的围限下, 华南腹地晚三叠世‒早侏罗世构造事件与其西缘东古特提斯的汇聚具有协调一致的时空耦合关系。东古特提斯沿扬子西缘或西北缘关闭所导致近北西‒南东向挤压应力格局促使扬子刚性块体向东侧向逃逸。华南雪峰山以西的扬子克拉通地区, 由于古老克拉通的刚性行为而难以变形、难以深熔; 相反在雪峰山以东地区, 由于经历了新元古代早期的俯冲汇聚和广西期的陆内再造等事件(Wang et al., 2010a, 2012, 2013a; Zhang and Wang, 2016), 先存的薄弱带发育, 因而在印支晚期挤压应力格局下有利于沿先存北东向构造继承性发展, 从而形成近北东向的左旋压扭性构造体系。印支晚期的这一构造事件, 即印支Ⅱ幕事件也与东古特提斯主洋盆汇聚所导致的基梅里事件相当。因此, 华南腹地印支期构造格局是潘吉尼亚大陆聚合期间, 在周缘华北陆块和太平洋板块的围限条件下, 由古特提斯支洋盆剪刀式的穿时汇聚及随之的碰撞导致华南腹地薄弱带陆内造山的结果, 两期变形或两阶段造山作用的差异与当时陆块围限的背景有关。

图7 多块体围限下的华南印支期两期变形的陆内造山模式(据Wang et al., 2021修改)

致谢:感谢南京大学舒良树教授和中国地质大学(武汉)徐亚军教授的建设性意见, 感谢张国伟院士、范蔚茗教授、张晏华教授、Cawood P A 教授、嵇少丞教授以及彭头平、张玉芝、张菲菲、陈新跃、钱鑫、张爱梅博士和相关研究生在该项研究中所付出的辛勤劳动。

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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

国家自然科学基金‒广东省联合基金集成项目(U1701641)和广东省基础与应用基础研究基金项目(2018B030312007)联合资助。

王岳军(1969–), 男, 教授, 主要从事构造地质学方面研究。E-mail: wangyuejun@mail.sysu.edu.cn

P548

A

1001-1552(2022)03-0399-017

10.16539/j.ddgzyckx.2022.03.001