印支造山带:Song Chay构造带*

林伟 王印 刘飞 孟令通 吴钦颖 郭钊 李金雁

1.岩石圈演化国家重点实验室,中国科学院地质与地球物理研究所,中国科学院地球科学研究院,北京 100029 2.中国科学院大学地球与行星科学学院,北京 100049 3.中石化经纬有限公司地质技术测控技术研究院,青岛 266071 4.中国地质调查局武汉地质调查中心,武汉 430205

“印支运动”提出于二十世纪初,法国地质学家J.Deprat在越南北部地质考察时率先发现并进行了论述(Deprat,1915,1917)。Fromaget在后续工作中明确地将这一概念整理和完善(Fromaget,1927,1932,1941)。由于在时间上明显不同于欧洲传统观念所认知的“加里东运动”和“华力西运动”,这一概念提出来后并未被欧美地质学家所重视(Lepvrieretal.,2008)。20世纪40年代,黄汲清先生在其著作《中国主要地质构造单位》(OnMajorTectonicFormsofChina)中,将印支运动的范围扩展到我国的华南地区(Huang,1945)。近年来,随着对特提斯研究工作的深入,“印支运动”或印支期构造范围进一步扩展到我国的广西-云南和青藏高原以及缅甸、泰国、老挝和马来西亚等地;具体表现为晚三叠世构造作用和热事件,特别是岩浆作用,构造背景对应于古特提斯洋壳俯冲和大陆碰撞(Wangetal.,2018a; 吴福元等,2020);同时在时间上也有学者将其延伸到早侏罗世(Metcalfe,2021及其相关参考文献)。本文通过对印支运动命名地Song Chay带的构造分析,尝试解读印支造山带的内涵,恢复其构造背景,探讨其动力学意义。

1 区域地质背景及研究现状

Song Chay构造带,也称为Bac Bo或To Kin(东京)构造带,位于越北及我国邻近地区,以新生代红河断裂(Red River Fault,RRF)为南界向北或东北方向延伸至我国境内(图1)。早在20世纪初,法国地质学家J.Deprat就从“薄皮构造”的角度来解释该地区的构造变形,在剖面中描述了大规模北东方向的逆冲推覆构造及相伴生的斜歪褶皱(Deprat,1915,1917)。依据未变形的晚三叠世砾岩不整合覆盖在变形的早期地层之上,提出了“印支运动”的想法(Deprat,1914,1915)。随后,Fromaget在此基础上,进一步明确了“印支运动”的概念、时间与空间范围等(Fromaget,1927,1932,1941)。

20世纪80年代苏联地质学家在越南北部进行1/20万区域地质调查工作期间,对该地区开展了大规模、系统性的工作。特别是进入21世纪,越南及欧、美、俄、日、中地质学家陆续开展了古生物学、地层学、岩石学和地球化学及构造地质学方面的系列工作(Tranetal.,2020及其相关参考文献)。这些工作大多集中在对越北地区岩体及火山岩的地球化学和同位素年代学的研究(Rogeretal.,2000; Carteretal.,2001; Maluskietal.,2001; Tranetal.,2008a; Chenetal.,2014; Halpinetal.,2016; Svetlitskayaetal.,2022)。相比之下,构造学研究较为有限,且大多聚焦于新生代的构造分析(Nametal.,1998; Wangetal.,1998; Anczkiewiczetal.,2007; Yehetal.,2008),真正关注该地区早中生代“印支运动”构造的研究并不多(Lepvrieretal.,2011; 林伟等,2011; Faureetal.,2014)。由于缺少详细系统的构造学工作,限制了我们对该地区印支造山带的认识,相关科学问题的看法上也存在广泛争议(Metcalfe,2021)。如印支与华南板块的缝合界线,存在Song Ma、Song Da或Song Hong(红河)及滇琼(八布)带的争论(图1; Tri,1979; Klimetz,1983; Hsüetal.,1988;engöretal.,1988; Hutchison,1989; Lepvrieretal.,2004,2008; Cai and Zhang,2009)。此外,缝合带古大洋闭合时代,也存在前泥盆纪(Janvieretal.,1996; Findlay and Pham,1997; Carteretal.,2001)、志留纪-早二叠世(Wakita and Metcalfe,2005; Carter and Clift,2008)、抑或更晚的晚三叠世(Lepvrieretal.,2008)等不同看法。还有观点认为华南与印支板块在石炭纪就已经完成了拼合(Helmcke,1985; Hutchison,1989; Metcalfe,2002,2013),晚三叠世构造事件为陆内构造或为早期裂谷闭合的结果(Carter and Clift,2008; Rogeretal.,2008)。关于印支和华南板块之间洋盆的俯冲极性也存在着向南(Hutchison,1989)或向北俯冲(Tri,1979)等不同观点。早期Lepvrieretal.(2004,2008)的工作支持Tri(1979)的观点,认为Song Ma断裂带以北的Song Da二叠纪玄武岩是在弧后环境中就位,并提出北向俯冲模式;考虑到大多数侵入Song Ma断裂南部岩体具有俯冲相关的弧岩浆的特点,这种观点渐渐被人所摒弃(Liuetal.,2012; Faureetal.,2014)。近年来随着研究的深入,一些学者建议将中越边境附近的八布-那坡-高平地区发育的基性-超基性岩带,作为华南与新近命名的“越北地块”的拼合界线(钟大赉,1998; 吴根耀,2001; Cai and Zhang,2009),并且认为该板块界线具有向北的俯冲极性(Xiangetal.,2022)。针对古特提斯缝合界线的位置、俯冲极性以及闭合时代等科学问题存在的争议,本文拟通过对Song Chay构造带进行详细构造解析,厘定Song Chay构造带的几何学空间格架,结合精确的同位素年代学数据,重新限定印支运动在该地区的影响时限和范围,为认识和了解印支造山带提供第一手资料。

2 Song Chay 构造带的基本构造特征

Song Chay构造带主体位于红河断裂东北部的越南北部地区,随着研究的深入,我国境内广西地区的右江盆地也被视为该构造带的北延部分(Linetal.,2008; Lepvrieretal.,2011; Faureetal.,2014)。根据岩石组成、变质程度、变形及年代学资料,Song Chay构造带从南向北可划分为7个岩石单元:(1)红河断裂(Red River Fault)和斋江断裂(Song Chay Fault)所夹持的大象山(Day Nui Con Voi)单元;(2)Song Chay蛇绿混杂岩单元,断续出露于Song Chay断裂东北侧,具有明显的“基质夹团块”(block-in-matrix)特征和较浅的变质级别,可与周围变沉积岩很好地区分开来;(3)Song Chay眼球状片麻岩地体(Song Chay massif);(4)新元古代-早古生代变沉积岩,通常这一岩石组合被认为是华南板块南缘沉积盖层,卷入造山事件并发生明显的绿片岩相变质(局部可达低角闪岩相)和韧性变形;(5)强烈褶皱但未变质的晚古生代沉积岩,它同样构成了华南板块南缘沉积盖层;(6)不同程度上卷入褶皱的具复理石沉积特征的早-中三叠世地层;(7)未变质-变形的晚三叠世-白垩纪红色陆相地层(图1、图2)。

图2 越南北部Song Chay构造带地质简图及剖面图位置(据Wang et al.,2022修改)

大象山单元岩石组成主要为石榴石-夕线石-黑云母片麻岩、角闪岩、黑云母石英片岩及石榴石-夕线石麻粒岩(Nakanoetal.,2018及其相关参考文献)。Wangetal.(1998)依据大象山单元中角闪岩、片麻岩和淡色花岗岩及伟晶岩脉的40Ar-39Ar定年结果,将大象山单元变质年龄大致限定在40～25Ma,并认为其经历了25～21Ma的快速隆升。Palinetal.(2013)对大象山单元混合岩及花岗质脉体的独居石U-Th-Pb定年,得到相近的38～30Ma变质年龄。Nametal.(1998)和Anczkiewiczetal.(2007)的研究也分别证实了上述认识。

Song Chay蛇绿混杂岩单元是最近才被识别出来,并以不连续的岩片形式产出(Lepvrieretal.,2011; 林伟等,2011; Wangetal.,2021)。沿Song Chay断裂带,基性-(蛇纹石化的)超基性岩大量发育。由于超基性岩的围岩具有明显的滑混堆积现象及“基质夹团块”结构,使其沉积特征与周围新元古代-早古生代正常地层层序完全不同,即使在出露有限且风化作用强烈的情况下,也可以在野外将其作为独立的构造单元划分出来(Wangetal.,2021)。正是由于上述表现,我们认为Song Chay带构成一个完整而独立的造山带(Wangetal.,2021及其相关参考文献)。由于前期缺乏对Song Chay蛇绿混杂岩单元形成时代的限定,前人依靠区域不整合面大致判断其形成时代老于新近纪(Lepvrieretal.,2011);而通过区域上的变质及变形时代,可进一步推测其形成年龄为晚三叠世晚期之前(Lepvrieretal.,2011; Faureetal.,2014)。

Song Chay眼球状片麻岩地体作为Song Chay构造带中最大的花岗质岩体,主体位于越南境内,延伸至我国云南境内的部分称为都龙岩体(Yanetal.,2006)(图3)。Song Chay眼球状片麻岩的原岩为斑状-似斑状花岗岩,锆石U-Pb年龄为402～436Ma(Rogeretal.,2000; Carteretal.,2001; Yanetal.,2006)。Maluskietal.(2001)通过对Song Chay眼球状片麻岩详细构造解析及同位素年代学分析,发现Song Chay眼球状片麻岩面理向四周倾斜,将其解释为伸展成因的穹窿构造。Yanetal.(2006)对都龙杂岩体进行了构造学和年代学的研究,也认同伸展穹窿的观点。该片麻岩地体具有236～234Ma和200～165Ma的白云母40Ar-39Ar冷却年龄,记录了其在这段时间内的缓慢隆升;磷灰石裂变径迹记录的28～20Ma“快速”隆升可能与印藏碰撞过程中红河断裂走滑活动相关(Maluskietal.,2001)。虽然目前对Song Chay地体穹窿状几何形态没有争议,但是其伸展成因却受到质疑(Lepvrieretal.,2011; 林伟等,2011),因为在该片麻岩单元中发育与越北褶冲带一致的NE-SW向矿物拉伸线理和顶部向NE的运动学特征(Maluskietal.,2001; Lepvrieretal.,2011; 林伟等,2011; Faureetal.,2014)。结合白云母40Ar-39Ar定年所给出的三叠纪年龄,Lepvrieretal.(2011)和Faureetal.(2014)认为其顶部向NE的剪切变形代表了与印支期造山过程中逆冲推覆构造相关的事件,而不是造山后伸展构造,更非与新生代红河断裂活动相关。这同Deprat在1917年用薄皮构造的观点解释其为类似于阿尔卑斯的推覆构造相一致(Deprat,1917)。

图3 Song Chay带岩浆岩及同位素年龄分布图

虽然Deprat对Song Chay片麻岩做了超前的解释和理解,遗憾的是当时他并没有关注作为片麻岩主体组成部分的Song Chay岩体,而是更多地关注于越北地区广泛发育的褶皱山系(Deprat,1917)。强烈韧性变形的新元古代-早古生代变质岩单元主要位于Song Chay断裂附近的越南境内,由新元古代Thac Ba组和An Phu组以及寒武纪Ha Giang组组成,主要岩性为云母片岩、石英片岩、大理岩、页岩和灰岩等(Tran and Vu,2011)。Zhouetal.(2018)对Thac Ba组和Ha Giang组开展的碎屑锆石工作表明二者的沉积年龄下限分别为619～592Ma和527～507Ma;同时二者碎屑锆石含有大量700～800Ma的年龄,这与华南板块西南缘的碎屑锆石年龄特征十分一致,进一步确认了该单元属于华南板块,而非独立的“越北地块”(Cai and Zhang,2009; Xiangetal.,2022)。

强烈褶皱的未变质晚古生代沉积岩单元主要分布于Song Hien盆地周缘(主体位于越南境内,NE侧位于我国境内),其岩石组成主要为泥盆纪-二叠纪的灰岩、泥灰岩、页岩等(Tran and Vu,2011)。这一岩石单元以几乎没有发生变质作用而与其他单元相区别,但是岩石却普遍发生强烈褶皱,局部发育有韧性剪切变形(Lepvrieretal.,2011)。值得注意的是,这一单元出露有晚二叠世硅质岩及基性岩-超基性岩。特别是在八布-高平附近,橄榄岩、辉长岩、辉绿岩、枕状玄武岩、硅质岩、灰岩等系列岩石组合广泛出露(吴根耀,2001; Cai and Zhang,2009),且具有“基质夹团块”的特征,依据这些特定的岩石组合,Cai and Zhang(2009)提出了“滇-琼缝合带”。

未变质-变形的晚三叠世-白垩纪红色陆相沉积岩单元,不整合覆盖在强烈褶皱的未变质晚古生代沉积岩单元或者早-中三叠世复理石沉积之上(图2);也就是依据这个明显的不整合接触关系,法国地质学家J.Deprat识别并提出了著名的印支运动。对于这些晚三叠世-白垩纪红色陆相沉积岩,一般认为是一套印支造山事件结束的磨拉石沉积(Lepvrieretal.,2011; 林伟等,2011; Faureetal.,2014)。

3 Song Chay构造带的构造几何学格架及运动学特征

不同于岩石单元的划分,构造解析可将Song Chay带自SW向NE划分出三个构造单元(图2),分别为:(1)与新生代走滑相关的大象山(Day Nui Con Voi)单元;(2)与早中生代造山事件相关的Song Chay蛇绿混杂岩单元;(3)越南东北部褶皱冲断系统,以麻栗坡断裂为界进一步细分为内带单元及外带单元(图4、图5)。

图4 Song Chay地区构造剖面示意图(据Wang et al.,2021修改;剖面位置见图1)

图5 Song Chay构造带构造地质剖面(据Wang et al.,2022修改;剖面位置见图2)

3.1 大象山单元

大象山(Day Nui Con Voi)单元位于Song Chay构造带SW缘,主体位于越南境内,在我国境内的延伸部分称为瑶山杂岩(图1)。整体上为NW-SE走向,长约250km,宽约20km,呈狭长条带状(图1、图2)。大象山单元SW和NE侧界线分别为红河断裂和Song Chay断裂(图2),构造几何形态整体上呈现为一个狭窄的背形构造(图4; Leloupetal.,1995; Anczkiewiczetal.,2007),该单元经历了非常强烈的剪切变形。在南北边界附近发育糜棱岩带,糜棱岩面理近直立,其上发育有NW-SE向近水平的矿物拉伸线理及同斜褶皱(图6a,b),与红河断裂带及Song Chay断裂带的走向相一致。沿近水平展布的矿物拉伸线理,红河断裂带韧性剪切变形显示出左行剪切指向(图6c; Leloupetal.,1995; Anczkiewiczetal.,2007),镜下的显微尺度也给出了相同的变形结果(图6d)。在NE部的Song Chay断裂,无论是野外还是镜下,其岩石剪切变形的运动学特征则指示了右行走滑(图6e,f)。单元中部的面理与边部不同,以近水平的形态向SE缓倾,但线性构造与边部相似,即面理上发育NW-SE向近水平或向SE缓倾的矿物拉伸线理(林伟等,2011; 陈泽超,2013)。

图6 大象山单元卷入变形过程中不同尺度剪切变形的运动学特征

大象山单元主体经历了角闪岩相-麻粒岩相变质,由片麻岩、石榴云母片岩、混合岩以及众多不同时代的小规模岩体组成。局部地区可见辉长岩、辉绿岩、闪长岩等团块保存在强烈剪切的片麻岩中(林伟等,2011; Faureetal.,2014)。石榴云母片岩中的独居石U-Th-Pb定年得到255～203Ma的单颗粒年龄(Gilleyetal.,2003)及246±8Ma的加权平均年龄(Faureetal.,2014)。据此Faureetal.(2014)认为,大象山单元内残余有古特提斯洋SW向俯冲形成的弧岩浆物质。最近Nakanoetal.(2018)在大象山单元中报道了257±8Ma的高压麻粒岩,依据麻粒岩原岩中铝土矿(Bauxite)组分推断是玄武岩风化的结果,金红石Zr温压计显示其经历了早期的榴辉岩相变质(～2.5GPa、650°C),然后经退变质形成高压麻粒岩。Nakanoetal.(2018)将这种晚二叠世榴辉岩相变质作用归结为华南板块向印支板块深俯冲的结果,这一结论似乎进一步支持了Faureetal.(2014)将大象山作为岩浆弧的观点。但是,大象山及瑶山杂岩中副片麻岩所含继承锆石的年龄谱峰与华南西南缘新元古代沉积岩完全一致(Chenetal.,2018)。这一点同冀磊等(2017)对哀牢山-点仓山的分析结果非常一致,说明大象山-瑶山杂岩的原岩应该是华南板块被动陆缘的沉积物,卷入俯冲作用,并在后期造山过程中折返至中下地壳发生变质变形。

3.2 Song Chay蛇绿混杂岩单元

Song Chay蛇绿混杂岩单元紧贴着Song Chay断裂带呈串珠状分布(图2)。该单元具有典型混杂堆积现象及相关的“基质夹团块”特征(图7a,b)。受新生代走滑构造的影响,混杂岩中发育了大量与Song Chay断裂活动相关的韧性变形及脆性破裂与劈理。面理和劈理一般为NW-SE走向,向NE陡倾,劈理面上发育NW-SE向近水平的线性构造及半透入性擦痕,指示了Song Chay断裂的右行走滑性质(图7c,d)。显微构造也给出了一致的变形特征(图7e,f)。稍微远离Song Chay断裂处,蛇绿混杂岩单元主要表现为NW-SE向面理及NE-SW向矿物拉伸线理,运动学标志指示顶部向NE的剪切变形(Lepvrieretal.,2011)。由于野外露头的限制,我们并没有观察到混杂岩与围岩地层或变质岩的接触关系,但是根据两者空间展布的几何学特点和运动学特征,可以推断出这些混杂岩块体位于新元古代-早古生代浅变质地层之上,进而构成了逆冲推覆构造,并在推覆体前缘形成飞来峰构造(图2; Wangetal.,2021)。

图7 Song Chay蛇绿混杂岩野外露头及显微组构照片

3.3 越南东北部褶皱冲断系统构造几何学及运动学

越南东北部褶皱冲断系统是Song Chay构造带里最广阔的单元,以Song Chay断裂为界,向NE方向一直延伸至我国右江盆地内(图1)。该单元最大的特征是发育一系列向N或NE极性的褶皱及逆冲断层。此外,按照该单元内岩石变质及变形程度,大致沿麻栗坡断裂可以将越南东北部褶皱冲断系统进一步划分为两个亚单元:(1) Song Chay与麻栗坡断裂之间的内带单元,以强烈韧性变形的新元古代-早古生代变质岩为代表;(2)麻栗坡断裂NE侧至右江盆地的外带单元,以未变质但发育褶皱和逆冲断层的古生代-晚三叠世早期沉积岩为代表(图1; Wangetal.,2021)。

3.3.1 内带单元构造几何学及运动学

内带单元主要包含Song Chay片麻岩地体及强烈韧性变形的新元古代-早古生代浅变质沉积盖层(图4)。该单元主要构造特征是普遍发育韧性剪切变形,且伴随绿片岩相-低角闪岩相变质作用(Lepvrieretal.,2011; Faureetal.,2014)。该单元变形以大规模发育的紧闭褶皱为特征,在片麻岩和片岩中表现十分鲜明(图8a)。内带单元面理主体呈NW-SE走向,倾向SW(图4)。矿物拉伸线理也比较发育,呈一致的NE-SW向(图8b),运动学标志也一致指示顶部向NE的剪切变形(图8c-f),薄片下显微构造观察也给出了相应的结果(图8g-i)。变质及变形的程度呈现从SW向NE逐渐变弱的趋势(图8c,f,g-i)。

图8 内带单元岩石野外照片及镜下照片

早古生代Song Chay片麻岩地体是越南东北部褶皱冲断系统中最大的花岗质岩体。它遭受了强烈的剪切变形,特别是在岩体边缘,由于强烈的韧性变形及变质作用而形成眼球状片麻岩(图8c,i),岩体中心地带则表现为未变形的块状构造。该岩体的边缘面理大致平行于边界,且倾向外部(图2),几何形态呈穹窿状(图4)。岩体的围岩为新元古代-早古生代变沉积岩,其面理也与岩体边缘面理相协调,因此Song Chay地体被前人认作为变质核杂岩(Maluskietal.,2001; Yanetal.,2006)。但是,目前在Song Chay地体中观察到的矿物拉伸线理都是NE-SW或N-S向,且发育顶部向NE或N的剪切变形(图8c,i),与越南东北部褶皱冲断系统总体的运动学特征相协调,同时缺少拆离断层及非同构造花岗岩的特点均难以契合于变质核杂岩模型。

3.3.2 外带单元构造几何学及运动学

相较于内带单元,外带单元变质与变形程度明显减弱,且构造层次变浅(林伟等,2011; Faureetal.,2014)。外带单元包括未变质但强烈褶皱的晚古生代沉积岩及部分卷入褶皱的早-中三叠世复理石沉积。强烈褶皱变形的晚古生代沉积岩(图9a)主要位于Song Hien盆地SW侧的越南境内(图1),且在局部发育强烈的劈理化(图9b)。这类褶皱的规模较为局限,以平卧或紧闭褶皱为主,更多表现为层滑构造(图9c),与内带岩石最大的区别在于这些岩石中可以区分其原始沉积层理S0及变形产生的劈理S1(图9b)。尽管如此,在局部应变集中处或是层滑发育处,仍然可以观察到糜棱岩带及NE-SW向的矿物拉伸线理(图9d)。最典型地区位于晚古生代沉积岩与三叠纪Song Hein盆地的界线处,泥盆纪灰岩沿边界断层向NE逆冲到Song Hein盆地早-中三叠世砂泥岩之上(图5)。沿逆冲断层两侧的围岩均发生糜棱岩化(图9e)。薄片下的显微构造也指示了相同的运动学特征(图9f,g)。这些岩石变形的流变学特征共同指示了向NE的逆冲推覆及顶部向NE的剪切变形(图9)。

图9 外带单元岩石野外照片及镜下照片

Song Hein盆地北东侧的早中生代地层展现的变形则明显比南西侧弱,这些岩石以发育相对较大规模的褶皱(图9c),同时伴随着脆性断层为主要特征。尽管在此处矿物拉伸线理并不发育,但是依靠沉积地层中发育的逆断层及极性向NE的褶皱,我们仍然可以判断出该带具有顶部向NE的运动学(图5)。晚古生代灰岩以及早-中三叠世浊积岩变形明显(图9a),发育在石炭纪地层中的斜歪褶皱枢纽呈WNW-ESE或NW-SE向,轴面向S或SW倾,指示向NE的变形。根据在泥盆纪和早三叠世地层中发育的一系列向SW倾的逆冲断层(图2),我们认为上古生界灰岩向NE逆冲推覆到中-下三叠统浊积岩之上(图5)。

值得指出,Song Hein盆地主体由陆源碎屑构成的浊流沉积(砾岩、砂岩、凝灰质砂岩、粉砂岩、页岩)组成,部分由海相碳酸盐岩组成,体现了非常鲜明的复理石沉积韵律(图9a、10a)。在这一时期,火山凝灰岩和酸性喷出岩也构成了重要组成部分(Xiangetal.,2022)。“基质夹岩块”是这一富含浊流沉积的突出表现(图10b),在逆冲推覆带下盘应变集中的部分,顶部向NE的剪切变形被强烈片理化的基质及作为外来体的灰岩团块鲜明地记录下来(图10c)。在越南高平市(Cao Bang)东部出露的枕状玄武岩通常被看做外来岩块(olistoliths),体现了鲜明的滑混沉积的特点(图10d)。此外,野外也见到灰岩和蛇纹岩及玄武岩一同构成了外来岩块(Lepvrieretal.,2011)。

图10 外带单元早-中三叠世复理石及其变形

综上而言,外带单元的整体构造样式表现为一系列褶皱和逆冲断层,岩层变质程度弱或未变质,并表现出顶部向NE的剪切变形,变形层次从SW向NE逐渐变浅。

3.3.3 造山后统一的沉积盖层及其构造表现

在越南东北部褶皱冲断系统的内带单元和外带单元中,滨-浅海或陆相沉积的上三叠统(Carnian、Norian和Rhetian)和侏罗纪含煤地层中的砂砾岩呈现“磨拉石”特点(图11a,b; Deprat,1917; Lepvrieretal.,2011; Faureetal.,2014)。含丰富植物化石的红色砂岩和砾岩不整合覆盖在变形的中三叠世之前地层和早期花岗岩之上,将越南东北部褶皱冲断系统的变形年龄很好地限定在晚三叠世之前,而不是新生代红河断裂走滑作用改造的结果。

图11 Song Chay 带广泛发育的晚三叠世砾岩

在Song Chay构造带中,除去大象山单元代表了新生代与红河断裂走滑逃逸相关箱状背形构造外,整体上Song Chay蛇绿混杂岩单元及越南东北部褶皱冲断系统的内带和外带都具有非常一致的顶部向NE剪切的运动学特征(图12)。从造山带大地构造格架来看,Song Chay蛇绿混杂岩单元对应于造山带中的缝合带或蛇绿混杂岩,越南东北部褶皱冲断系统则很好地对应了发育于俯冲板块上的前陆褶皱冲断带。因此,我们认为Song Chay构造带应是Song Chay洋向SW俯冲消减过程中,蛇绿混杂岩发生NE向的逆冲推覆构造,并使其堆叠于华南板块之上,是华南板块与印支板块碰撞拼合的结果。

图12 Song Chay构造带运动学图解

4 Song Chay构造带同位素年代学研究进展及其对“印支运动”时间上的约束

4.1 Song Chay构造带的变形年代学约束

虽然印支运动在二十世纪初就被Deprat和Fromaget定义并描述,并依据晚三叠世磨拉石的沉积约束了变形的上限(Deprat,1914; Fromaget,1932,1941),但是对于印支运动起止时间依然缺乏精确时间限定(Faureetal.,2014)。在板块构造体系下,印支运动(或印支造山事件)是华南板块与印支地块碰撞拼合的直接结果,在作为最初命名地的Song Chay构造带具有最为鲜明的表现。广泛发育的NE-SW向矿物拉伸线理,以及沿此方向顶部指向NE的剪切变形是Song Chay构造带最显著的构造特征(Faureetal.,2014; Wangetal.,2022)。这期变形构成了印支造山事件的典型代表。Rogeretal.(2000)、Maluskietal.(2001)和Yanetal.(2006)对Song Chay地体(我国境内称之为都龙地体)的片麻岩和云母片岩做了大量的同位素年代学的工作(图3):富钾矿物的40Ar-39Ar年代学分析给出了宽泛的237～84Ma结果,而锆石U-Pb年龄则反映了早古生代和早中生代两期岩浆事件(图3)。Song Chay地体中石榴云母片岩独居石U-Th-Pb给出了255～203Ma的年龄值(Gilleyetal.2003)。后续也有一些相关的定年结果发表(图13; Carteretal.,2001; 刘玉平等,2007; Tranetal.,2008a; 王东升等,2011; Rogeretal.,2012)。事实上,由于晚三叠世和晚白垩世及新生代构造热事件的影响,Song Chay带同位素年代学数据表现出十分宽泛的变化范围(图13),致使地质学家认为Song Chay带中生代的构造事件为持续时间较长的构造热事件(Rogeretal.,2000; Carteretal.,2001)。事实上,新生代剪切的叠加作用沿Song Chay断裂分布,分布范围较为局限;远离Song Chay断裂带,新生代走滑叠加影响迅速减弱并消失(Lepvrieretal.,2011; Wangetal.,2021)。在特提斯重大研究计划资助下,我们选择了远离Song Chay断裂带的2件样品开展了白云母40Ar-39Ar定年,2件样品中的白云母颗粒均记录了“印支运动”相关的构造热事件,为Song Chay带所记录的剪切变形提供了较好的时间约束:2个白云母样品给出了较为一致的40Ar-39Ar 246～240Ma的坪年龄(图3、图13; Wangetal.,2022)。通常白云母40Ar-39Ar年龄代表岩石的冷却年龄,但当岩石的变形温度接近白云母的封闭温度,且该区域没有后期高温事件叠加时,白云母40Ar-39Ar年龄可以很大程度上接近或代表变形年龄。根据定年样品石英变形温度的估算,变形发生在中低温(350～450℃)条件下,与白云母封闭温度(400～500℃)较为接近(Wangetal.,2022)。因此,我们更倾向于将这2个代表冷却时代的40Ar-39Ar坪年龄解释为NE向剪切变形年龄(可能略偏年轻或相当)。这个结果可以将“印支运动”发生的时间约束在250～245Ma一个狭窄的范围内,构成了碰撞时间的上限。

图13 Song Chay构造带变形年龄

4.2 Song Chay构造带的岩浆作用及特点

Song Chay构造带发育不同规模的古生代-中生代岩体,246Ma的统计结果构成了一个鲜明峰值,为研究区主要的岩浆活动时间(图14)。Song Chay 眼球状片麻岩体,其原岩为428±5Ma似斑状二长花岗岩(Rogeretal.,2000)。东部的Phan Ngame岩体的侵位年龄为438.7±3.5Ma(Tran and Halpin,2011)。此外,在越南北部还发育众多不同时代千米级大小的过铝质岩体(图3)。北涧(Bac Khan)西北部侵入到早古生代地层之中Phia Bioc岩体具有247～242Ma的年龄(Rogeretal.,2012)。未变形浅色二长花岗岩Pia Oac岩体则给出了94～87Ma侵位年龄(王东升等,2011; Rogeretal.,2012; Chenetal.,2014)。未变形的Bach Ha黑云母花岗岩的厘定出227.7±9.6Ma的加权平均年龄(Chenetal.,2014)。Pia Ma石英正长岩体的锆石给出了245.5±2.2Ma的SIMS谐和年龄(Chenetal.,2014)。作为面理化的花岗闪长岩,Diem Mac岩体给出了251.8±1.9Ma的SIMS谐和年龄。同样,面理化的Co Linh花岗闪长岩体锆石SIMS给出了256.9±1.7Ma和251.8±1.9Ma的谐和年龄。碱性镁铁质岩石发育在高平(Cao Bang)、太原地区周围,这些基性岩侵位时代为266～251Ma(Tranetal.,2008a)。

图14 Song Chay构造带岩浆-火山年龄谱峰图

地球化学分析表明,越南东北部花岗质岩石具有负的εNd(t)值(-11.0～-9.69),以及较高的87Sr/86Sr比值(0.710548～0.728311),这些特征指示其为地壳来源。Hf同位素两阶段模式年龄为1.87～1.75Ga。Nd同位素特征与华南板块元古代基底相似(Li,1994; 沈渭洲,2006)。除了Pia Ma岩体,几乎所有测试获得的锆石δ18O值分布在8‰～12‰,指示它们大都具有相似的地壳物质来源并经历了相同程度的分异。考虑锆石Lu-Hf同位素的分析结果,越南东北部地区花岗质岩体锆石εHf(t)值为-11.8～3.1,也指示岩体主要来自于地壳物质的部分熔融,但在岩浆形成过程中有少量地幔物质的混入。根据Hf同位素所计算的两阶段模式年龄为1.93～1.33Ga,这一结果与Nd同位素计算所得的两阶段模式年龄结果相一致。值得注意的是,采自Pia Ma岩体的石英正长岩显示出两组不同的年龄结果和同位素特征。较为年轻的一组锆石具有较小的εHf(t)值(-6.8～-0.2)以及较低的δ18O值(3.99‰～4.74‰)。年龄较老的一组锆石具有正的εHf(t)值(0.2～3.1)和较高的δ18O值(4.32‰～5.26‰)。根据这些同位素特征,我们认为Pia Ma岩体源自幔源物质形成的新生大陆地壳,并被较为年轻的一期岩浆作用重熔。结合地球化学分析结果,认为越南东北部的花岗质岩石主要来自于元古代基底物质的重熔,且基底的性质与华南板块的基底性质相似(Chenetal.,2014)。

4.2.1 早古生代岩浆作用

这期岩浆作用在华南板块内部广泛存在,分布于武夷-白云-云开等地区(Linetal.,2008)。早古生代区域地质事件还表现在未变质地层不整合覆盖在前泥盆纪地层之上(湖南省地质调查院,2017; 江西省地质矿产勘查开发局,2017)。而关于这期岩浆作用的构造背景至今仍存在争议,加厚地壳模式常用来解释早古生代岩浆作用(Lietal.,2010),也有学者在对云开地区构造解析的基础上提出早古生代岩浆作用形成于后造山伸展减薄的构造背景(Linetal.,2008)。在越南东北部地区,Song Chay斑状花岗岩年龄为402～436Ma(图3、图14; Rogeretal.,2000; Yanetal.,2006),说明早古生代岩浆作用在越南东北部地区同样存在。总的来讲,华南板块早古生代岩浆作用的构造背景依然是一个尚待深入研究的主题。

在越南东北部,Pia Ma石英正长岩体得到一组泛非期的年龄(图14; 525.6±5.3Ma; Chenetal.,2014)。在华南板块内部,早古生代530～500Ma的岩浆活动和变质事件较为稀少。前人在华夏地块粤东古寨岩体报道了一组507～537Ma的锆石U-Pb年龄(丁兴等,2005),在云开地区片麻岩中也得到537～507Ma的锆石年龄(Wangetal.,2007b)。此外,扬子板块南缘报道有早古生代(526Ma)热事件(Chenetal.,2009),华夏地块早古生代变质事件(533Ma; Lietal.,2017)和岩浆活动(520Ma; Lietal.,2022)。泛非期岩浆或变质事件在华南板块的报道虽然稀少,但在古生代地层中却大量出现该时期的碎屑锆石(Xiaetal.,2016; Zhangetal.,2018),其物源可能来自于东冈瓦纳大陆边缘(Xuetal.,2014)。此外,Pia Ma石英正长岩体中泛非期年龄锆石的εHf(t)值均为正值(0.2～2.8),显示幔源成分的加入。εHf(t)值分析结果与华南板块早古生代地层中显著不同,后者绝大多数为负值,显示古老地壳重熔来源,而与华夏地块最新报道的泛非期岩浆活动相似,似乎表明在东冈瓦纳大陆聚合的背景下,华南也表现出岩浆或变质事件的响应(Lietal.,2017,2022)。

4.2.2 晚二叠世至晚三叠世岩浆作用

在越南东北部地区,印支造山作用过程中存在两期岩浆活动(Tranetal.,2008a; Liuetal.,2012; Rogeretal.,2012及其相关参考文献)。第一期岩浆作用发生在晚二叠世至早三叠世(280～240Ma),第二期岩浆作用发生在晚三叠世(230～200Ma)。辉长正长岩、辉长二长闪长岩、玄武质岩石和高Al花岗质岩石通过锆石U-Pb和黑云母以及角闪石40Ar-39Ar定年得到晚二叠世至早三叠世的年龄(图3、图14; Tranetal.,2008a)。该地区的二叠纪碱性岩浆作用通常被认为是峨眉山大火成岩省的一部分(Hanskietal.,2004; Tranetal.,2008a)。

晚三叠世岩浆作用在越南北部较少被报道,且同位素分析结果指示其为壳源成因(图3; Chenetal.,2014)。相反,晚三叠世花岗岩在华南板块内广泛分布(Wangetal.,2007a; Chuetal.,2012)。在越南东北部地区,这些未变形的晚三叠世岩体起到了类似于“钉合岩体”的作用,侵入到一系列向N/NE的褶皱和逆冲推覆构造中(Lepvrieretal.,2011; Chenetal.,2014)。同位素分析指示晚三叠世岩体源自加厚地壳的部分熔融,因此,从构造分析的角度,我们倾向于将这些岩体解释为后碰撞岩体,表明同属于华南板块南缘的越南东北部地区在晚三叠世和整个华南一样处于伸展构造环境(Chuetal.,2012)。

4.2.3 晚白垩世岩浆作用(95～85Ma)

此期岩浆作用的特点是SiO2含量较高(>70%),地球化学特征指示该期岩浆作用物质来源于地壳。晚白垩世花岗质岩体在华南板块的西南缘和东南缘均有出露。地球化学特征显示华南板块内部晚白垩世岩体为高K钙碱性I型、A型及高分异的I型花岗岩以及I-A复合型花岗岩(Chenetal.,2000; Zhouetal.,2006; 邱检生等,2008; Heetal.,2010; 刘飞等,2018),形成于弧后拉张环境(Li,2000; Heetal.,2010; Jiangetal.,2011)。而越南东北部地区晚白垩世花岗岩则与云南个旧地区S型花岗岩类似(Cheng and Mao,2010及其相关参考文献)。我们认为越南东北部这一期的岩浆岩与华南板块西南缘类似,为大陆地壳熔融的产物。

4.3 蛇绿混杂岩及相关的同位素年代学研究进展

目前,对Song Chay蛇绿混杂岩的时代仍然缺乏精确的同位素年代学的限定。因此,我们对Song Chay蛇绿混杂岩中的斜长花岗岩进行了锆石U-Pb定年。同时为了限定蛇绿混杂岩的沉积年龄及其物质来源,我们对蛇绿混杂岩的基质及越南东北部褶皱冲断系统中内带和外带单元的样品(图2)进行了碎屑锆石U-Pb定年及同位素Lu-Hf分析工作(Wangetal.,2021,2022)。

4.3.1 Song Chay带斜长花岗岩及长英质片麻岩

我们采集了以团块形式赋存于Song Chay蛇绿混杂岩带蛇纹石化橄榄岩和泥质片岩构成的基质中的斜长花岗岩(图7b; TK235),并进行了锆石U-Pb年代学分析(TK235; Wangetal.,2022)。获得一组较好的谐和年龄356.4±2.9Ma(MSWD = 4),我们认为该年龄可以代表斜长花岗岩的结晶年龄(Wangetal.,2022)。斜长花岗岩一般认为属于洋中脊玄武岩(MORB)结晶分异的晚期产物,是大洋板块地层(OPS)的一部分。因此,我们将该斜长花岗岩的结晶年龄解释为该蛇绿岩套的形成年龄,指示了古特提斯洋在356.4±2.9Ma就已经存在成熟的洋壳。这与前人认为的哀牢山洋在泥盆纪就已经开始拉张形成的认识相一致(简平等,1998a,b; 钟大赉,1998)。

在蛇绿混杂岩中,我们选取的定年样品(TK207A)是一个强烈面理化的长英质片麻岩团块(图2)。由于强烈的变形及变质作用,无法从野外露头尺度判断该团块是侵入体还是外来块体。TK207A大部分锆石为自形,并有明显的振荡环带,Th/U比值为0.13～0.43,说明这些锆石为岩浆成因。30个分析点的年龄分布在250.2±3.4Ma～257.7±3.5Ma之间,并得到253.9±0.7Ma(MSWD = 0.87)的谐和年龄(Wangetal.,2021),我们认为该谐和年龄是花岗质片麻岩的结晶年龄。我们同时对作为其围岩的砂岩样品(TK207B)开展了碎屑锆石年龄分析,以辅助分析该长英质片麻岩的成因。如果TK207A是混杂岩中的外来团块(block)的话,那么254Ma的岩浆岩势必可以给混杂岩提供大量的碎屑物质及锆石,从而在其基质中应该存在一个峰值在254Ma左右的主要年龄群。事实上,基质样品TK207B中并没有出现这一特征(详细讨论见下文),因此我们认为这个花岗质片麻岩并不是一个外来岩块,将其作为侵入体更为合理,它与越北晚二叠世-早三叠世岩浆相关。这样为我们厘定蛇绿混杂岩的时代提供了一个上限的沉积时代,可以一定程度上约束Song Chay洋的存在时限。

4.3.2 Song Chay蛇绿混杂岩基质的碎屑锆石

为了从细节上约束Song Chay蛇绿混杂岩的时代,我们对蛇绿混杂岩基质进行了碎屑锆石的研究。6件强烈变形的变砂岩、粉砂岩、泥质片岩和云母片岩的锆石U-Pb年龄和Lu-Hf同位素(TK242B、TK210、TK207B、SM209、TK234、TK224)分析结果可将Song Chay蛇绿混杂岩的基质划分为M-a和M-b两个部分。M-a组包括TK242B、TK210、TK207B和SM209,其年龄谱显示出一系列年龄峰值:310Ma、460Ma、620Ma、730Ma、770Ma、970Ma、1560Ma、1775Ma和2440Ma(图15),其中晚古生代年龄占据了较为鲜明的比例。在越南地质图上,Song Chay蛇绿混杂岩并未被区分出来,而是被当作新元古代或中寒武世沉积岩来看待(Lepvrieretal.,2011; Faureetal.,2014; Wangetal.,2021)。根据碎屑锆石年龄结果,M-a组中大量晚古生代碎屑锆石说明其不可能是新元古代或者中寒武世沉积岩,而是属于Song Chay蛇绿混杂岩的真正组成部分(Wangetal.,2021,2022)。

图15 Song Chay蛇绿混杂岩带及与邻区地层单元碎屑锆石分组对比图解

M-b组包括TK234和TK224,其年龄谱缺乏古生代年龄值,含有3个寒武纪-新元古代年龄群,分别为500～600Ma、700～800Ma和900～1000Ma(图15)。样品中最年轻的峰值年龄分别为625Ma和540Ma(图15)。M-b组的年龄结果与M-a组显著不同,结合其在显微镜下显示的典型碎裂结构,我们认为M-b组并不能代表真正的蛇绿混杂岩的基质,而是混杂岩中的外来岩块,由于后期强烈的构造改造而在野外很难直接识别出来(图7)。

4.3.3 Song Chay蛇绿混杂岩沉积年龄限定

虽然之前的研究将Song Chay蛇绿混杂岩作为华南板块和印支板块的缝合带(Lepvrieretal.,2011),并推测其年龄为早-中三叠世(Faureetal.,2014),但是对Song Chay蛇绿混杂岩却缺乏准确的同位素年代学限定。

通过前面对蛇绿混杂岩基质样品的分类,确定M-a组属于真正蛇绿混杂岩的基质。而M-a组碎屑锆石年龄谱中的最年轻的峰值年龄为～310Ma(占比～5.4%),说明M-a组所代表的基质沉积年龄必定小于310Ma,也就是沉积于晚石炭世之后(图15)。此外,TK207A为混杂岩中的侵入体,而非外来岩块。这说明作为基质的TK207B的沉积年龄必定要大于作为侵入体的TK207A的年龄,因此我们可以推测混杂岩基质的沉积年龄要早于254Ma。

目前的一系列研究结果表明,我们可以将Song Chay蛇绿混杂岩的沉积年龄限定在310～254Ma,进一步证实Song Chay蛇绿混杂岩所代表的Song Chay洋是古特提斯洋的一个分支,它代表了华南板块-印支板块缝合带最东部的一段(Lepvrieretal.,2011;林伟等,2011; Faureetal.,2014)。

4.4 Song Chay构造带碎屑锆石物源分析

4.4.1 混杂岩基质M-a组物源

前文讨论确定M-a组代表Song Chay蛇绿混杂岩的基质,其碎屑锆石年龄显示出古元古代-晚古生代的几个峰值年龄:2440Ma、1775Ma、1560Ma、970Ma、770Ma、730Ma、620Ma、460Ma和310Ma(图15)。在这些年龄数据中,超过50%的年龄为新元古代,且展示出3个主要的年龄群,其峰值年龄分别为970Ma、770～730Ma和620Ma,其中770～730Ma的年龄群最为显著(占所有数据的～31.1%; 图15)。此外,还有3个中元古代-早元古代的年龄群,其峰值年龄分别为1560Ma、1775Ma和2450Ma(图15)。剩下大约20%的数据为显生宙年龄,表现出2个年龄峰值,分别为460Ma和310Ma(图15)。

虽然古生代碎屑锆石在总的数据中占比较大(～20%),但在单个样品中却没有呈现出较显著的年龄群或峰值,特别是没有出现作为造山鲜明过程的P-T的峰值年龄,这同传统意义上的昌宁-孟连带截然不同(Wangetal.,2018a)。在M-a组的综合结果中,2个古生代的年龄峰值(310Ma和460Ma)比较明显(图15)。但有趣的是,在华南板块和印支板块的沉积岩碎屑锆石年龄结果中却并没出现310Ma的峰值(图16),目前仅少量的～300Ma的岩浆岩出露于越南长山-桑怒带的南部(Kamvongetal.,2014; Wangetal.,2018b),且这些晚石炭世岩浆岩被认为与古特提斯洋俯冲相关(Kamvongetal.,2014)。此外,这些晚石炭世碎屑锆石大多呈浑圆状(Wangetal.,2021),暗示其经历了较为复杂的搬运历史-较长的搬运距离或多次旋回过程。因此,我们推测这些晚石炭世碎屑锆石可能来源于长山-桑怒带南部的岩浆岩。

图16 Song Chay带及周边区域碎屑锆石年龄综合对比图

相对于晚古生代碎屑锆石在两个板块的缺失,早古生代440～460Ma的碎屑锆石在印支板块古生代沉积岩中广泛出现(Wangetal.,2014,2016; Xiaetal.,2016; Yangetal.,2018)。同时,同时代的岩浆作用在昆嵩地块北部广泛出现和报道(Jiangetal.,2020及其相关参考文献)。另外,包括越南东北部Song Chay地体和我国云开-武夷地体也广泛发育早古生代岩浆活动,同时早古生代花岗岩体在华南板块也有大量报道(Rogeretal.,2000; Wangetal.,2011b,2013; 宋美佳,2017)。此外,440～460Ma的碎屑锆石在华夏板块古生代地层以及扬子板块北缘秦岭-大别造山带前陆也有广泛分布(Xuetal.,2013,2014; Zhangetal.,2018; Zhuetal.,2017)。从年龄谱的角度我们很难判断早古生代碎屑锆石的来源。但如果综合考虑碎屑锆石Hf同位素特征,则有可能准确判断其物源:印支板块早古生代碎屑锆石的εHf(t)值近乎正-负各半(Wangetal.,2016),表明印支板块早古生代岩浆活动存在显著的新生地壳物质的加入;相反,华南板块早古生代岩浆锆石及碎屑锆石均具有εHf(t)为负值特征(Rogeretal.,2000; Maluskietal.,2001; Wangetal.,2011b,2013; 宋美佳,2017),说明华南板块早古生代岩浆作用几乎都是来自古老地壳物质的再循环;而Song Chay蛇绿混杂岩基质中早古生代碎屑锆石的εHf(t)几乎均为负值,与华南板块物质组成更为相似(Wangetal.,2021)。因此,我们倾向于认为早古生代碎屑锆石源于华南板块。综合上述因素,我们认为是被动陆缘为Song Chay蛇绿混杂岩基质440～460Ma的碎屑锆石提供了主要物源。

中寒武世-新元古代碎屑锆石在样品中占据～60%的比例,并可以划分出三个年龄群组,分别为550～650Ma、700～800Ma及900～1000Ma(图15),其中以700～800Ma的年龄群最为显著(占所有数据～30%)。实际上,在华南板块西缘和西南缘及越南Phan Si Pan区域出露有大量700～800Ma的侵入岩(Lietal.,2002,2003a,b,2018; Wangetal.,2011a; Caietal.,2015; Chenetal.,2017; Phametal.,2021)。此外,700～850Ma的碎屑锆石年龄群在华南板块西南缘新元古代沉积地层中非常显著(图16b; Sunetal.,2009),而且在Song Chay构造带内带单元中,700～850Ma的碎屑锆石甚至是作为新元古代-寒武纪地层中的单一峰值年龄存在(Zhouetal.,2018; 图15)。不仅如此,在华南板块西南缘,从古生代-晚三叠世地层的碎屑锆石年龄结果来看,700～850Ma都是一个非常显著的年龄群(Wangetal.,2014; Chenetal.,2016,2018; Shaoetal.,2016; Zhongetal.,2017; 图16b)。与此相反,在印支板块上,目前为止并没有显著的700～800Ma岩浆岩的报道(图16b; Wangetal.,2016),印支板块最北部的长山带及思茅地块东部的古生代-晚三叠世沉积岩中也缺乏700～800Ma的碎屑锆石年龄群(图16b,c; Wangetal.,2014,2016; Xiaetal.,2016; Rossignoletal.,2018; Xuetal.,2019)。同时,700～800Ma的锆石CL图像大多显示具有较好的振荡环带,锆石呈现出较高的磨圆度,因此我们认为Song Chay蛇绿混杂岩基质中的700～800Ma的碎屑锆石来自于华南板块西南缘及西缘的沉积岩中再循环的碎屑锆石可能性较高。但是,我们也不能排除这些年龄群的碎屑锆石直接来自于华南板块西南缘及西缘新元古代的侵入岩,因为中-晚三叠世地层显著的700～800Ma的年龄谱峰指示该时期新元古代侵入体可能再次出露到地表(Shaoetal.,2016; Zhongetal.,2017)。

晚新元古代碎屑锆石大约占所有数据的12%左右,主要分布在550～650Ma,峰值年龄为～620Ma(图15)。在越南北部-我国西南部区域,并未报道有500～650Ma的大规模岩浆作用,尽管 Pia Ma石英正长岩体具有一组较老的年龄(525.6±5.3Ma; Chenetal.,2014)。然而,在华南板块西南缘和西缘的新元古代-古生代地层中存在大量500～650Ma的碎屑锆石(图16b,c; Xuetal.,2013,2014; Wangetal.,2014; Chenetal.,2016,2018; Xiaetal.,2016; Zhouetal.,2018)。与华南板块相反,印支板块古生代地层中550～650Ma的碎屑锆石只占很少比例(图16c; Wangetal.,2016)。结合碎屑锆石的CL图像及形态学特征,我们认为Song Chay蛇绿混杂岩基质中的550～650Ma的碎屑锆石最可能来源于华南板块西缘和西南缘的新元古代-早古生代沉积岩。

格林威尔期碎屑锆石(900～1000Ma,～11%)在新元古代的3个年龄群里面,是一个相对次要的年龄群(图15)。与550～650Ma的碎屑锆石相同,在越南北部-我国西南部区域并没有同时代大量岩浆岩的报道。但是这个年龄群的碎屑锆石在越南东北部推覆体内带、印支板块及华夏板块早古生代地层中却广泛存在(图16a-c; Wangetal.,2016; Xiaetal.,2016; Zhangetal.,2018; Zhouetal.,2018)。也就是说,格林威尔期的碎屑锆石在华南板块和印支板块早古生代地层中均大量存在,且这些碎屑锆石具有十分相似的εHf(t)值及二阶段模式年龄(图17; Wangetal.,2021)。因此,在这种情况下,我们无法判断Song Chay蛇绿混杂岩中的900～1000Ma的碎屑锆石具体来源。但是考虑到新元古代3个主要年龄群占据了Song Chay蛇绿混杂岩基质中超过60%的成分,且500～650Ma与700～850Ma两个最显著的年龄群的碎屑锆石都是来自于华南板块,我们倾向于认为900～1000Ma的碎屑锆石和500～650Ma与700～850Ma碎屑锆石同样主要来自于华南板块。

图17 Song Chay带碎屑锆石Hf同位素年龄图解(据Wang et al.,2021修改)

Song Chay蛇绿混杂岩基质中同样存在一些少量的古元古代-新太古代碎屑锆石,其峰值年龄分别为1750Ma和2450Ma(图16)。这些古老的碎屑锆石大量存在于具有冈瓦纳亲缘性的板块(比如华南板块、印支板块、Sibumasu、羌塘板块等)的新元古代-古生代地层中(Sunetal.,2009; Lietal.,2015; Caietal.,2017),1.8Ga和2.5Ga是冈瓦纳大陆广泛发育的基底年龄。因此我们认为这些古老的锆石很可能是来自于华南或印支板块地层中锆石的再旋回。

4.4.2 混杂岩团块M-b组物源

根据前面蛇绿混杂岩分类讨论结果,我们认为M-b组(TK234和TK224)属于Song Chay蛇绿混杂岩中的外来块体(团块),而不是蛇绿混杂岩的基质。M-b组的2个样品给出相同的年龄谱峰,都显示3个主要的年龄群为:500～650Ma、700～800Ma和900～1000Ma。这种年龄谱图与华南板块西南缘与西缘早古生代沉积岩十分相似。此外,根据前面的讨论,我们倾向于认为M-a组中500～650Ma、700～800Ma和900～1000Ma的碎屑锆石来自于华南板块。M-b组、M-a组及越南东北部推覆体内带的新元古代碎屑锆石的εHf(t)值及二阶段模式年龄分布特征都十分相似,因此,我们认为M-b组的碎屑锆石来源于华南板块(图17; Wangetal.,2021)。由于我们将M-b组认定为属于蛇绿混杂岩中的外来块体(团块),而且M-b组的年龄谱峰与越南东北部十分相似(Zhouetal.,2018),我们认为它更有可能代表华南板块西南缘(被动大陆边缘)的早古生代地层碎块,在俯冲过程中进入到海沟中,成为Song Chay蛇绿混杂岩的一部分,是被动陆缘提供物源的鲜明例证。

5 蛇绿混杂岩基质成因的构造背景

一般情况下,蛇绿混杂岩形成于与俯冲相关的海沟及周缘构造环境,其中弧前沉积和海沟的充填碎屑物质主要来自上覆板块,特别是与弧岩浆岩相关的岩浆岩碎屑以及沉积岩碎屑(闫臻等,2018; 林伟等,2022)。这些火山-沉积岩碎屑物质构成弧前增生杂岩和海沟沉积物的基质,而一些活动陆缘的外来块体,如俯冲刮削、堆积下来的远洋沉积物以及大洋地壳的碎块,则是作为外来团块的形式存在于基质中;这一过程在现今的俯冲带(比如日本的Nankai海沟和日本海沟),均得到很好的证实(Le Pichonetal.,1987a,b; Kimuraetal.,1992)。

然而,与此不同的是,Song Chay蛇绿混杂岩中的碎屑锆石主要来源于华南板块,也就是俯冲板块,而非上覆的印支板块。Song Chay蛇绿混杂岩基质只有很少一部分晚古生代的碎屑锆石(310Ma,～5%)可能是来自上覆的印支板块。另外需要特别指出的是,Song Chay蛇绿混杂岩缺少与哀牢山带和Song Ma带相应的哀牢山弧和长山-桑怒弧中的代表岩浆弧的二叠纪碎屑锆石(图15)。如前所述,我们将Song Chay蛇绿混杂岩的沉积年龄限定在310～254Ma,说明Song Chay蛇绿混杂岩可能最早开始沉积于晚石炭世,一直持续到晚二叠世或早三叠世(Chenetal.,2014)。有三种情况可以解释为什么Song Chay蛇绿混杂岩中缺失岩浆弧相关的碎屑锆石记录:(1)来自岩浆弧的碎屑物质被阻挡在弧前盆地中,无法进入到海沟(图18a);(2)古特提斯洋这一分支洋盆闭合过程中的弧岩浆岩不甚发育,类似于现今的阿尔卑斯造山带;(3)Song Chay蛇绿混杂岩的基质可能分成两部分,类似于希腊的Cylades(Grasemannetal.,2018),下部物质主要来自被动大陆边缘,顶部则同时接受活动大陆边缘与被动大陆边缘的碎屑物质;之后随着顶部的蛇绿混杂岩被剥蚀殆尽,只留下现今看到的下部蛇绿混杂岩(图18a,b)。

图18 依据蛇绿混杂岩基质碎屑锆石物源分析建立的晚二叠世-早三叠世越南东北部地区古特提斯洋关闭过程的模型

在越南北部-我国云南哀牢山区域,早-中三叠世沉积岩的碎屑锆石大多显示一个单一的在260～240Ma之间的年龄峰(图16; Wangetal.,2022),而这些碎屑锆石一般被认为来自于弧岩浆岩(Rossignoletal.,2018; Xuetal.,2019)。尽管越南东北部报道过一些250～240Ma的小规模花岗岩株(Tranetal.,2008a; Rogeretal.,2012; Chenetal.,2014),但是这些小岩株不太可能为越南北部-我国南西部的早-中三叠世沉积岩提供大量的锆石物源。另外,在东哀牢山带和Song Da盆地中,早-中三叠世沉积岩被认为是沉积于前陆盆地环境(Rossignoletal.,2018; Xuetal.,2019),说明250～240Ma与岛弧岩浆岩相关的碎屑物质可以到达华南板块西南缘的前陆盆地之中。换句话说,如果真的存在一个弧前盆地的话,该弧前盆地并没有阻挡岩浆弧碎屑物质进入海沟(Rossignoletal.,2018; Xuetal.,2019)。因此我们认为第一种情况(弧前盆地阻挡弧岩浆物质供给)只可能是早期情况(图18a)。

在Song Hien盆地和右江盆地中,早-中三叠世沉积岩中记录了一个峰值为～265Ma的年龄群(图16)。同时结合向N的古水流以及这些地层中保存完好的火山岩屑碎块(Yangetal.,2012),上述～265Ma的碎屑锆石被认为是俯冲-碰撞体系下火山活动的直接记录(Yangetal.,2012)。越南北部-我国哀牢山地区的早-中三叠世沉积岩中记录的230～280Ma的碎屑锆石,很可能代表了与古特提斯洋闭合相关的弧岩浆活动。因此Song Chay混杂岩中岩浆弧物质的缺失似乎并不是像西阿尔卑斯那样由于岩浆弧不发育所导致的,由此可以排除第二种可能性。

此外,在哀牢山构造带及Song Ma构造带中,都识别出了明显的弧岩浆活动,西哀牢山带和桑怒-长山带的弧岩浆年龄为310～245Ma(Wangetal.,2022及其相关参考文献)。其中,晚二叠世-中三叠世岩浆岩分布范围较广,晚石炭世-中二叠世岩浆岩则分布比较局限,主要出露于桑怒-长山带的南部(Houetal.,2019; Lietal.,2021),似乎表明弧岩浆活动在晚石炭世-中二叠世不太发育。Song Chay混杂岩的沉积年龄为310～254Ma,刚好处于岩浆弧并不发育的这段时间内,这个时期形成的混杂岩构成了Song Chay混杂岩的下部(图18a)。换言之,Song Chay混杂岩之所以缺少岩浆弧的记录是由于310～254Ma的岩浆弧在印支地块上并未广泛发育。在晚二叠世-中三叠世,弧相关的岩浆岩开始大规模发育,这些岩浆岩为Song Chay混杂岩提供了大量碎屑锆石,此时形成的混杂岩则构成了Song Chay混杂岩的上部(图18b),但这一部分混杂岩在后期构造折返过程中被剥蚀殆尽。因而总的演化过程更类似于希腊的Cylades(Grasemannetal.,2018)。

6 Song Hien 盆地与滇琼缝合带

越南东北部早-中三叠世Song Hien 盆地以不规则的形式表现出来,并局部延伸到我国的广西境内。在这一地区,特别是我国境内的八布、那坡地区及越南境内的高平地区发育有相当规模的超基性岩、基性岩、枕状玄武岩、硅质岩及灰岩等岩石组合,而且也可以观察到混杂岩所独有的“基质夹团块”构造(钟大赉,1998; 吴根耀,2001; 冯庆来和刘本培,2002; Lepvrieretal.,2011)。在我国的八布地区,张斌辉等(2013)和 Liuetal.(2018)将基性岩-超基性岩的锆石 U-Pb 年龄精确限定在 272～265Ma。在越南境内的高平等地区,超基性岩-基性岩的年龄为 274～246Ma(Halpinetal.,2016)。据此,有学者提出“滇-琼缝合带”的概念(Cai and Zhang,2009)。前人依据“滇-琼缝合带”的岩石组合以及二叠纪-三叠纪的基性-超基性岩年龄,将其作为古特提斯洋的一个分支(钟大赉,1998; 吴根耀,2001; 冯庆来和刘本培,2002; Cai and Zhang,2009)。

Yangetal.(2021)对右江盆地进行了十分详细的构造几何学及运动学研究,揭示了右江盆地内部同样发育一系列逆冲断层及褶皱,并具有向 NE 逆冲的运动学特点(图12)。与越南境内的褶皱冲断带相比,右江盆地以发育浅表脆性逆冲断层、层间滑动构造及宽缓褶皱为特征,且几乎不发生变质作用(林伟等,2011)。由此可见,我国境内广西南部地区和右江盆地的构造几何学与运动学特征同越南境内的褶皱冲断带具有很好的可对比性,只是较越南境内的褶皱冲断带的构造层次较浅,体现了由SW向NE方向依次变浅的特征,因此可以认为,右江盆地内的褶皱-冲断构造是越南境内的褶皱冲断带的延伸(图12)。另外,越南北部及广西地区都广泛发育有晚三叠世未变质-变形的、具有磨拉石特点的陆相粗碎屑沉积(图11),指示了这一系列向NE方向的逆冲推覆构造发生在晚三叠世之前。因此,如果将滇-琼基性-超基性岩带作为分隔两个板块间的洋盆的话,似乎很难理解其闭合过程中并未引起越北-广西地区构造几何学和运动学的变化(Yangetal.,2021)。

需要说明的是,我们选取了Song Hien 盆地中三叠世砂岩(TK92)进行了碎屑锆石研究,用于与右江盆地对比。分析结果表明,TK92大部分锆石年龄结果都落在 220～260Ma 这个区间内,峰值年龄为 242Ma 左右,这种单一的年龄谱峰说明其较为单一的物源和与之相近的沉积时代(图19)。由此可以将 Song Hien 盆地西侧的向东北方向的逆冲断层年龄限定在 242Ma 之后。在 Song Hien 盆地中,存在大量 230～280Ma 的岩浆岩(Tranetal.,2008a; 张斌辉等,2013; Halpinetal.,2016; Liuetal.,2018),这些近距离的岩浆岩可以作为 TK92 的主要物源区。此外,结合前人研究结果,Song Hien盆地沉积岩具有2个主要的年龄峰,分别为 230～280Ma 和 420～460Ma(图19; Yangetal.,2012),与右江盆地中三叠世浊积岩碎屑锆石组成较为相似(图19; Yangetal.,2012; Huetal.,2015,2017; Qiuetal.,2017; Duanetal.,2018)。因此,从碎屑锆石物源的角度来说,越南东北部Song Hien 盆地与我国广西境内右江盆地具有较近的亲缘性,二者在二叠纪-早-中三叠世可能具有相同的物源。同时 Yangetal.(2012)和 Duanetal.(2018)对 Song Hien 盆地和右江盆地古水流分析发现,Song Hien 盆地和右江盆地南部的古水流方向是向 N 或 NE 方向,说明其物源统一来自南部近源区域。如果这一推断成立的话,也就是说来自 Song Hien 盆地南边的碎屑物质可以“穿过”Song Hien 盆地和中间的“滇-琼缝合带”进入到右江盆地中。由此我们认为中二叠世-早三叠世的“滇-琼洋”的假说值得商榷,或者“滇-琼洋”并不是一个分隔两个地块(华南地块与越北地块)的大洋。

图19 越南东北部Song Hien盆地及右江盆地南部早-中三叠世沉积岩碎屑锆石对比图

7 Song Chay带构造演化的内涵

基于对越南Song Chay地区十余年的研究结果,我们建立了一个从晚石炭世至中三叠世Song Chay洋的构造演化模型(图20)。在晚石炭世-中二叠世(310～270Ma),Song Chay洋作为古特提斯洋的一部分,开始闭合并向西南俯冲于印支板块之下。期间,印支板块上的弧岩浆活动并不发育,此时混杂岩的主要物源区为华南板块,构成了Song Chay混杂岩的下部组分。在中二叠世-早三叠世(270～250Ma),印支板块上的岩浆弧大量发育,此时岩浆弧可以给混杂岩提供大量碎屑物质,且华南板块的前陆盆地也可以接收到来自岩浆弧的碎屑物质。期间,由于Song Chay洋接近关闭,俯冲的华南板块同样也能给混杂岩提供大量碎屑物质,因此这一阶段华南板块仍是混杂岩的一个主要物源区。相似的情景也发生在东帝汶岛,它的中新世混杂岩基质和团块同样大部分都是来自于俯冲的澳大利亚板块(Villeneuveetal.,2010; Barber,2013; Tateetal.,2015)。

图20 晚石炭世-晚三叠世华南板块与印支板块动力学简图(据Wang et al.,2022修改)

在陆-陆碰撞阶段(250～245Ma),Song Chay蛇绿混杂岩向东北逆冲到内带之上,在之后的风化剥蚀作用以及新生代强烈的构造作用下,蛇绿混杂岩的上部组分(270～250Ma)被剥蚀殆尽,只有很少一部分的蛇绿混杂岩下部组分(310～270Ma)保留下来,形成了我们迄今在越南Song Chay地区看到的断续出露的规模很小的蛇绿混杂岩。同样,相似的过程也在东帝汶被报道,Bobonaro蛇绿混杂岩就位到NW澳大利亚大陆架的晚三叠世-侏罗纪地层之上,由于在碰撞期间(～7.1Ma)Banda岛弧的仰冲作用,东帝汶岛在～4.5Ma抬升出水面并开始接受剥蚀作用(Harrisetal.,1998; Harris and Long,2000; Nguyenetal.,2013; Tateetal.,2014,2015),最终导致了Bobonaro蛇绿混杂岩上部物质被剥蚀殆尽。

中-晚三叠世(245～230Ma),Song Chay洋完全闭合,Song Chay造山带进入造山后伸展阶段,晚三叠世造山后岩浆岩在华南板块内广泛发育。此时印支板块上岩浆弧单元的碎屑物质可以直接进入到华南板块上的前陆盆地中,这也解释了Song Hien及右江盆地中大量与造山带弧岩浆岩相关的碎屑锆石记录的存在(Yangetal.,2012; Huetal.,2015,2017; Qiuetal.,2017; Duanetal.,2018)。

8 结论

同其他造山带类似,“印支运动”或印支造山带的提出和完善具有一个较长时间的过程。越南东北部Song Chay 带作为印支运动的发源地,其构造格架从西南向东北可以划分为:大象山(Day Nui Con Voi)单元、Song Chay蛇绿混杂岩单元、越南东北部褶皱冲断系统。其中蛇绿混杂岩单元和褶皱冲断系统中广泛发育NE-SW方向的矿物拉伸线理及顶部指向NE的剪切变形,指示了其分别对应于造山带的缝合带与前陆褶皱冲断带。构造格架的建立及每个单元的构造几何学和运动学特征的剖析表明,在板块汇聚过程中,伴随着华南板块向西南俯冲过程中,Song Chay蛇绿混杂岩卷入到NE向的逆冲推覆过程,使其构造堆叠于华南被动陆缘之上。

Song Chay蛇绿混杂岩中斜长花岗岩的结晶年龄为356.4±2.9Ma,表明至少在早石炭世,Song Chay洋就已经形成了成熟的大洋地壳。褶皱冲断带内部的低温年代学数据约束了顶部向东北的剪切变形年龄在250～245Ma之间。

Song Chay蛇绿混杂岩基质碎屑锆石指示出其物源主要为俯冲的华南板块,而不是上覆板块上的弧岩浆岩,说明Song Chay洋很可能是一个十分有限的小洋盆。

“滇-琼缝合带”两侧构造形迹的几何学和运动学特征可对比,并未因“滇琼洋”的闭合而造成差异。因此,我们认为“滇-琼缝合带”并不能代表一个大洋,进而提出古特提洋分支-Song Chay洋为单一的沟-弧-盆体系,而非多岛洋系统。

根据我们及前人的构造学、岩石学、年代学工作,建立了一个初步的Song Chay洋从晚石炭世至中三叠世的构造演化模型:(1) 310～270Ma,Song Chay洋开始向SW俯冲到印支板块之下,此时岩浆弧并不发育,蛇绿混杂岩物源主要为华南板块;(2) 270～250Ma,Song Chay洋继续俯冲,此时弧岩浆岩大量发育,蛇绿混杂岩同时接受弧岩浆岩及华南板块碎屑物质;(3) 250～245Ma,Song Chay洋闭合,华南板块与印支板块碰撞;(4) 245～230Ma,印支造山带进入碰撞后伸展阶段。

致谢刘俊来教授和张进江教授对本文修订提出诸多建设性意见和建议,在此表示深深的感谢。