洪文涛 , 余明刚, 赵希林, 褚平利

西南日本夜久野(Yakuno)蛇绿混杂岩锆石U-Pb定年及其对晚古生代‒早中生代华南大地构造演化的指示

洪文涛1, 2, 余明刚2*, 赵希林2, 褚平利2

(1. 内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室, 南京大学 地球科学与工程学院, 江苏 南京 210093; 2. 中国地质调查局 南京地质调查中心, 江苏 南京 210016)

晚古生代‒早中生代的构造运动在华南大地构造演化过程中意义重大, 但对其动力学机制却存在两种截然不同的认识, 即与特提斯洋闭合有关的碰撞造山以及与华南东缘大洋俯冲相关的增生造山。后一种认识备受争议的主要原因是华南地区缺少晚古生代与俯冲直接相关的增生杂岩、高压变质岩等记录, 而这些记录在西南日本保存完整。本文通过对西南日本内带朝来地区晚古生代夜久野(Yakuno)蛇绿混杂岩的锆石U-Pb定年, 结合区域构造‒地层分析, 探讨西南日本晚古生代‒早中生代构造演化过程。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果表明, 朝来地区夜久野蛇绿混杂岩中‒上部辉长岩形成于早二叠世(281.8±1.8 Ma); 而斜长角闪岩的变质年龄为231.0±5.8 Ma, 与西南日本广泛分布的周防带(Suo belt)高压变质时间一致, 表明西南日本主要的造山事件发生在印支期。综合夜久野蛇绿混杂岩内不同类型火成岩的年代学及岩石地球化学组成, 以及区域构造‒地层特征, 将该蛇绿岩的构造演化归结为三个阶段: (1) 晚石炭世大洋(泛大洋或古太平洋)扩张阶段; (2) 早二叠世洋内弧‒弧后盆地阶段, 夜久野蛇绿混杂岩主体即形成于弧后盆地; (3) 早二叠世末期(约280～272 Ma),弧后盆地闭合, 岛弧‒洋岛海山地体与华南大陆东缘碰撞形成新的陆缘弧, 这一弧‒陆拼贴过程控制着东南沿海地区中二叠世的古地理格局转变。考虑到西南日本晚古生代俯冲增生作用一直持续至中三叠世末期, 中三叠世西南日本以及华南东缘的印支造山可能主要受控于泛大洋(或古太平洋)板块的俯冲作用。

西南日本; 夜久野蛇绿混杂岩; 晚古生代; 华南; 印支造山

0 引 言

晚古生代‒早中生代的构造运动(华力西‒印支运动)在中国及其邻区大地构造演化中的意义重大, 它使得亚洲不同陆块相互焊接, 奠定了中、新生代以来中国乃至全球构造格局, 具有划时代的意义(任纪舜, 1984; 万天丰和朱鸿, 2007)。在华南地区, 晚古生代华力西运动表现并不显著。发育于三叠纪的印支运动则导致晚古生代滨海‒浅海相地层发生了席卷全区的强烈褶皱和推覆构造, 伴生有一系列的岩浆‒成矿事件, 使得华南构造格架基本定型(舒良树, 2012)。目前对于印支运动的动力机制及演化过程存在多种解释(Hsü et al., 1988; Li and Li, 2007; Cai and Zhang, 2009; 张岳桥等, 2009; Lin et al., 2018; Wang et al., 2018)。大多学者认为华南印支期强烈的陆内造山与古特提斯洋的闭合以及随后的造山作用有关, 即随着古特提斯洋的闭合, 印支地块、中朝克拉通及华南板块沿三江和松潘‒甘孜‒秦岭印支造山带发生拼合及碰撞造山作用, 导致华南内陆发生强烈的变形以及岩浆作用(Lepvrier et al., 1997; Hacker et al., 1998; Faure et al., 2003; 张岳桥等, 2009; 徐先兵等, 2009; Yang et al., 2012; Shu et al., 2017; Wang et al., 2018)。部分学者将此次造山事件归结为古太平洋(或泛大洋)板块俯冲的远程效应, 并认为这种俯冲作用起始于二叠纪(Li et al., 2006, 2012; Li and Li, 2007; Shen et al., 2018; Zhang et al., 2020)。但这一观点长期受到争议, 主要原因是: 迄今为止在中国东部没有发现二叠纪‒三叠纪与泛大洋(或古太平洋)消亡有关的缝合线和蛇绿岩建造(李三忠等, 2011), 同时与俯冲相关的二叠纪弧岩浆岩也极少出露, 因而难以限定古太平洋或泛大洋俯冲作用的时限及其对华南东缘构造演化的影响。

然而, 晚古生代‒早中生代与俯冲作用有关的地质记录在中国周边国家则保存较好, 主要分布于日本列岛、朝鲜半岛直至蒙古‒鄂霍茨克地区, 尤以日本列岛最明显, 研究程度也最高。晚古生代‒早中生代西南日本发育一系列高压变质及对应的俯冲增生杂岩、蛇绿岩、弧火山岩等地质体, 代表了大洋长期的俯冲作用(Isozaki et al., 2010; Wakita et al., 2018)。由于日本列岛, 尤其是西南日本自古生代起就长期位于华南大陆或者冈瓦纳大陆边缘(Isozaki et al., 1997, 2010), 因此认识和理解西南日本晚古生代‒早中生代构造背景及演化历史, 可以帮助我们在更大尺度上理解华南乃至整个欧亚大陆东缘该阶段构造演化, 及其与太平洋板块俯冲之间的关系。本次研究基于对西南日本内带晚古生代‒早中生代构造‒地层特征的分析, 结合夜久野(Yakuno)蛇绿混杂岩的锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果, 对其晚古生代‒早中生代造山作用的背景及其演化过程进行探讨, 试图进一步解析该时期欧亚大陆东缘的构造演化过程。

1 西南日本古生代‒早中生代地层特征

现代日本列岛是一个具有典型沟(日本海沟‒马里亚纳海沟)‒弧‒盆(日本海)结构的岛弧, 夹持在欧亚、菲律宾海、太平洋和北美板块之间(图1a)。日本列岛以丝鱼川‒静冈构造线(ISTL)为界分成东西两个部分: 以东称东北日本, 以西称西南日本(图1a)。从地壳物质组成来看, 东北日本属于北美板块, 而西南日本则属于欧亚大陆的一部分(Wakita, 2013)。西南日本岛弧以中央构造线(MTL)为界, 可进一步分为内带和外带。西南日本内带主要由两部分组成, 一部分为飞騨‒隐岐(Hida-Oki)微陆块, 具有古元古代变质基底, 被认为是裂离于中朝克拉通的微陆块(Horie et al., 2010); 另一部分由不同时代的俯冲增生杂岩以及高压变质岩组成, 为西南日本的主体。二者之间由一套古生代、中生代变质岩以及蛇绿岩残块等组成的构造混杂带(即飞騨边缘带)所分隔(图1b)。

在飞騨‒隐岐微陆块之外, 西南日本内带最老的岩石记录为大江山(Oeyama ophiolite/belt)蛇绿岩及共生的高压变质岩(莲华带, Renge belt)(图2), 其变质年龄集中在志留纪(约450～410 Ma)(Tsujimori and Itaya, 1999), 与华南地区加里东运动的时代基本一致。伴生的花岗岩主体为志留纪, 最老可至寒武纪(Aoki et al., 2015)。花岗岩中的捕获锆石年龄从太古代至新元古代, 并且显示出与华南相似的年龄峰值, 被认为形成于冈瓦纳或者华南大陆边缘的岩浆弧环境(Fujii et al., 2008; Horie et al., 2010; Aoki et al., 2015; Isozaki et al., 2017; Isozaki, 2019)。泥盆纪‒早石炭世(D-C1)的沉积岩受华力西‒印支阶段造山作用的影响均已发生高压变质, 分布于Sangun belt内, 其变质年龄集中在330～280 Ma (Nishimura, 1998), 原岩可能为一套泥质岩‒铁镁质火山岩, 代表了海沟前的俯冲增生杂岩。

图1 西南日本地质构造简图(据Ernst et al., 2007修改)

中三叠世拉丁尼阶时, 整个日本列岛经历了强烈的造山运动, 夜久野蛇绿混杂岩以及增生杂岩等晚古生代地层发生强烈褶皱变形, 形成了西南日本内带广泛分布的周防带(Suo belt)绿片岩‒蓝片岩以及同时代的花岗岩类(Ichiyama and Ishiwatari, 2004; Isozaki et al., 2010; Ogasawara et al., 2016), 变质年龄峰期为～220 Ma(Nishimura, 1998)。中‒上三叠统陆相含煤粗碎屑岩广泛角度不整合覆盖于前中生代地质体之上(图2)。

2 地质背景及样品特征

夜久野蛇绿混杂岩呈近东西走向的条带状分布于本州岛舞鹤带内, 东起渡岛半岛, 西至广岛市西侧, 多呈构造岩块的形式推覆于中‒晚二叠世增生杂岩之上, 主要由地幔橄榄岩、超基性堆晶岩(纯橄岩、易剥辉石岩、单斜辉石岩、辉长岩)、玄武岩、闪长岩以及黑色泥岩等组成。其中超基性岩主要由片理化的粗粒方辉橄榄岩、纯橄岩和易剥辉石岩组成。方辉橄榄岩中橄榄石的Fo多大于90, 代表了中等亏损的残留地幔(Ishiwatari, 1985)。在堆晶岩中, 辉长岩与超基性岩往往呈渐变过渡关系, 并共同被闪长质‒辉长质岩脉切穿, 部分辉长岩经历后期变质成为辉石角闪岩(Moreno et al., 2016)。

本次研究区域位于朝来市西侧, 该地的夜久野蛇绿混杂岩也常被称为朝来块体(Asago body), 出露宽度约10～13 km, 分为底部、中部和上部三个单元(Suda, 2004; Suda et al., 2014), 彼此之间多呈高角度断层接触。底部单元由变质基性‒超基性岩组成, 在研究区内未出露; 中部单元厚度约3 km, 由强烈变质变形的基岩变质岩(片麻状辉长岩、角闪岩‒片麻岩)组成, 其变质程度最高可达麻粒岩相; 上部单元由弱变形的角闪辉长岩‒闪长岩‒英云闪长岩、变玄武岩以及厚层泥岩组成, 其中变玄武岩与泥岩整合接触或者互层产出, 且多为块状结构, 少量为枕状。

本次用于锆石U-Pb测年的样品为朝来地体中部单元的斜长角闪岩(样品号: Yu-1)和片麻状辉长岩(样品号: Yu-2), 具体采样位置见图3。斜长角闪岩多呈片麻状及条带状构造(图4a), 局部可见混合岩化, 主要由黑云母(～15%)、斜长石(30%)、角闪石变晶(～50%)以及少量石英、磁铁矿、磷灰石等组成。辉长岩为中粒结构, 具较强的变形及蚀变, 矿物组成以辉石(～35%)、斜长石(～50%)和角闪石(～5%)为主, 其中辉石大多碎裂明显, 有明显的绿泥石化及绿帘石化; 长石则具有较强的泥化; 角闪石以它形及填隙状为主, 可能为次生角闪石(图4c)。

3 分析方法

锆石分选、制靶和阴极发光照相在河北省辰昌岩矿检测技术服务有限公司完成。锆石U-Pb同位素测试在中国冶金地质总局山东局测试中心完成, 测试方法及流程见李凤春等(2016)。LA-ICP-MS激光剥蚀系统为美国Conherent公司生产的GeoLaspro 193 nm ArF准分子系统, ICP-MS为ThermoFisher ICAPQ。激光器波长为193 nm, 束斑直径为25～30 μm。测试过程中使用91500标准锆石作为标样。锆石微量元素分析使用NIST SRM 610作为标样。样品的同位素比值及元素含量采用ICPMSDataCal 9.0数据处理软件。锆石U-Pb年龄谐和图采用Isoplot 3.27软件绘制(Ludwig, 2003)。

图2 西南日本内带古生界‒下中生界综合地层柱状图

图3 朝来地区地质简图(据猪木幸男, 1981修改)

图4 斜长角闪岩(a、b)和辉长岩(c、d)野外特征及显微照片

4 锆石U-Pb定年结果

4.1 斜长角闪岩

斜长角闪岩(Yu-1)中锆石, 多为它形浑圆卵状‒粒状, 粒径变化于30～200 μm之间, CL图像显示其具有复杂的核‒边结构, 指示为变质成因。边部的宽度变化较大, 在0～60 μm之间, 往往缺少明显的环带结构; 其核部也大多缺少明显的环带结构, 多为云雾状, 偶见宽缓的振荡环带以及砂钟结构(图5)。锆石的Th/U值大多<0.03, 34个颗粒的年龄变化于218～1716 Ma之间(表1), 在谐和图上构成一条明显的直线, 上交点年龄为1874±27 Ma, 下交点年龄为231.0± 5.8 Ma。下交点附近16个较年轻颗粒的加权平均年龄为237.0±6.8 Ma(图6a), 与下交点年龄在误差范围内基本一致, 代表了该岩石的变质年龄。

图5 代表性锆石CL图像

表1 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果

续表1:

续表1:

注：辉长岩分析锆石中后缀R代表核-边结构锆石边部分析点; 后缀C代表核-边结构锆石核部分析点。

图6 锆石U-Pb年龄谐和图

4.2 辉长岩

辉长岩(Yu-2)内的锆石多为半自形粒状, 粒径在100～150 μm之间, 长宽比多在1∶1～1.5∶1。CL图像显示锆石内部具有清晰的砂钟结构或者宽缓的振荡环带, 无明显的变质边(图5), 具有岩浆成因特征。值得注意的是, 部分锆石具有相对较暗的内核以及较为明亮的边部, 但二者之间的边界多较平直, 且与晶体轮廓大致平行, 显然并非变质成因或继承锆石, 相反可能与生长过程中周围熔体成分变化有关, 或者代表了岩浆从深部向浅部的运移(Miller et al., 2007; Medlin et al., 2015)。36颗锆石的206Pb/238U年龄集中于264～287 Ma之间, 加权平均年龄为281.8±1.8 Ma(图6b), 代表了辉长岩的结晶年龄。相对较暗核部与边部206Pb/238U年龄也基本一致。

5 讨 论

5.1 夜久野蛇绿混杂岩的形成时代及背景

根据已发表的关于夜久野蛇绿混杂岩不同类型岩石单元的年代学以及地球化学资料, 结合本文的定年结果, 将该蛇绿混杂岩的形成演化大致分为两个阶段。

第一阶段以朝来地体下部单元的超基性堆晶岩为代表。朝来地区以及渡岛半岛夜久野蛇绿混杂岩底部堆晶辉长岩的Sm-Nd全岩‒矿物等时线年龄为343～385 Ma(Hayasaka, 1996), 并且辉长岩的地球化学特征类似于大洋中脊玄武岩(MORB), 代表了初始扩张的大洋中下地壳。值得注意的是, 这套堆晶岩的年龄与二叠纪增生杂岩洋岛海山单元中底部灰岩以及玄武岩的时代基本一致(Sano and Kanmera, 1991; Sano et al., 2000), 暗示三者可能同时形成于同一个扩张大洋环境。这些大洋板块地层组合与同时期的Sangun带变质岩一起构成了石炭纪‒早二叠世西南日本的俯冲系统(Wakita et al., 2018)。

第二个阶段为早二叠世洋内弧‒弧后环境, 夜久野蛇绿混杂岩主体均形成于此阶段。早期对其 中‒上部单元弱变质辉长岩及玄武岩的黑云母‒角闪石Rb-Sr及K-Ar测年结果集中在270～290 Ma (Shibata et al., 1977; Kodie et al., 1987), Suda et al. (2014)获得朝来地区中部单元辉长岩锆石U-Pb年龄为288±13 Ma, 这些定年结果与本文分析辉长岩的锆石U-Pb年龄(281.8±1.8 Ma)在误差范围内基本一致, 表明夜久野蛇绿混杂岩的主体形成于早二叠世。在朝来地区的蛇绿混杂岩剖面中, 中‒上部单元的辉长岩以及变玄武岩‒角闪岩的地球化学特征介于E-MORB以及T-MORB之间, 变玄武岩中的Cr尖晶石具有较高的Cr#, 暗示其形成于弧后伸展背景(Ichiyama and Ishiwatari, 2004)。同时, 中‒上部单元内的玄武岩与泥岩互层, 缺少远洋沉积, 也支持其为弧后浅海沉积背景。本次研究中, 角闪岩内复杂的碎屑锆石年龄分布指示其原岩应为碎屑岩, 因此这种弧后盆地可能毗邻古老的大陆地壳; 但另一方面, 辉长岩中缺少明显的捕获锆石以及具有一致的内部结构又暗示该弧后盆地并非奠基于大陆地壳之上。

与上述弧后岩石组合共生的是一套中酸性侵入岩类。Herzig et al. (1997)获得朝来地区的糜棱岩化奥长花岗岩的锆石SHRIMP U-Pb年龄为282～285 Ma,与辉长岩‒玄武岩的年龄基本一致。这些英云闪长岩‒奥长花岗岩以及在日本其他地区(如南北上山、阿武隈带中)晚石炭世‒早二叠世花岗岩普遍缺少古老的捕获锆石, 并具有低K2O(低钾拉斑系列)、高Na2O含量以及高的Sr/Y值, 显示出典型埃达克岩的特征(Suda et al., 2014; Tsutsumi et al., 2014; Ogasawara et al., 2016), 指示其形成于远离大陆的洋内弧环境(Wakita et al., 2018)。

夜久野蛇绿混杂岩的变质年龄主要来自中‒上部单元。Shibata et al. (1977)以及Kodie et al. (1987)对夜久野蛇绿混杂岩中的角闪岩、片理化辉长岩以及变质辉长岩中黑云母和角闪石开展了系统的K-Ar及Rb-Sr测年, 获得的单矿物坪年龄以及全岩‒矿物等时线年龄集中在220～254 Ma, 与本文所测得斜长角闪岩的下交点年龄(231.0±5.8 Ma)基本一致, 表明夜久野蛇绿混杂岩与西南日本其他晚古生代的增生杂岩一样, 主要的变质事件均发生在三叠纪。

5.2 西南日本晚古生代‒早中生代构造演化: 来自夜久野蛇绿混杂岩及其周边地层特征的制约

夜久野蛇绿混杂岩所代表的洋内弧‒弧后盆地系统消亡, 以及其就位的时限可以通过角度不整合于其上部的舞鹤群的沉积特征加以限定。沉积学及古生物学研究表明舞鹤群形成于活动大陆边缘三角洲环境(Kobayashi, 2003)。根据古生物以及玄武岩Rb-Sr定年结果, 舞鹤群底部玄武岩最大沉积年龄不超过罗德阶(272 Ma), 与夜久野蛇绿混杂岩顶部玄武岩的形成时间(Rb-Sr法, 281±8 Ma; Kodie et al., 1987)十分接近。在舞鹤群底部砾岩中含有加里东期花岗岩岩块以及夜久野蛇绿混杂岩碎块, 如辉长岩、蛇纹岩等; 其中‒晚二叠世灰岩中的化石组合与华南大陆同时期化石组合相同(Kobayashi, 2003)。这些特征表明舞鹤群沉积期, 沉积盆地毗邻华南加里东造山系, 并接受华南大陆的碎屑物质供给; 同时夜久野蛇绿混杂岩已经就位并暴露地表, 其所代表的弧后盆地已经关闭。此外, 舞鹤群中泥岩的碎屑锆石具有明显的中‒晚二叠世峰值, 暗示舞鹤群的沉积位置靠近同期岩浆弧(Wakita et al., 2018)。据此, 夜久野蛇绿混杂岩所代表的弧后盆地闭合以及弧‒陆拼贴的时限应该在早二叠世末期(约280～272 Ma), 大致相当于空谷尔期(Kungurian)。此外, 由于秋吉带内的洋岛海山地体普遍逆冲推覆于晚二叠世增生杂岩之上, 同时在舞鹤群内部含有起源于该洋岛海山的灰岩‒玄武岩碎块(Kobayashi, 2003), 因此弧‒陆拼贴的过程可能也伴随着洋岛海山向大陆边缘的增生过程(图7)。此后, 西南日本从中二叠世开始由洋内弧环境转换为陆缘弧环境。随着泛大洋(或古太平洋)的持续俯冲, 在海沟位置形成秋吉带以及超丹巴带内的俯冲增生杂岩。早期研究多认为这些增生杂岩发育于中‒晚二叠世, 并且在三叠纪存在明显的俯冲增生间断(Isozaki, 1997)。但根据近些年来对其中碎屑锆石U-Pb定年结果显示, 增生杂岩中最年轻的碎屑锆石谐和年龄多在222～238 Ma(Tsutsumi et al., 2000; Wakita et al., 2018; Zhang et al., 2018), 表明俯冲增生作用至少应该持续到中三叠世。这套增生杂岩内晚古生代(294～254 Ma)碎屑锆石Hf()值为+9～+14 (Zhang et al., 2019), 接近亏损地幔, 与我国东南沿海同时期碎屑锆石的Hf同位素组成(90%变化于–20～+9)明显不同(Hu et al., 2012; Li et al., 2012; Shen et al., 2018), 认为其来源于重循环的岛弧物质; 同时其中含有2500～2700 Ma的太古代碎屑锆石(Tsutumi et al., 2000)。可见, 中‒晚二叠世到三叠纪, 在弧前海沟位置, 来源于古老大陆以及增生至大陆边缘的洋内弧的碎屑物质可能同时剥蚀并被搬运进入弧前增生楔内(图7)。从沉积特征来看, 舞鹤群及其上部夜久野群都形成于活动大陆边缘三角洲环境, 两套地层之间无明显的沉积相变, 二者之间的角度不整合关系可能反映了弧前沉积随增生楔的增长向洋一侧的迁移, 而非代表区域性的构造事件。舞鹤群内二叠纪化石与华南大陆的亲缘性表明这套地层应该形成于华南陆缘弧前位置。

包括夜久野蛇绿混杂岩在内, 西南日本晚古生代‒早中生代地质体均于中三叠世经历了明显的褶皱变形以及变质作用, 在日本被称为“秋吉运动”, 由Ogawa在1923年时, 基于山口县地区石炭纪‒二叠纪地层强烈的褶皱及其与上中三叠统之间的角度不整合而命名(Kobayashi, 1988), 从时间上与华南地区的印支运动相对应(崔盛芹和李锦蓉, 1983; 任纪舜, 1984)。这一构造事件不仅在西南日本内带, 在外带的黑濑川带(Kurosegawa belt)以及东北日本的南北上山(South Kitakami belt)等地区同样清晰可见, 但关于此次造山运动的构造机制却存在明显争议。

根据西南日本晚古生代‒早中生代广泛存在的推覆构造及变形特征, 法国学者基于阿尔卑斯造山带研究经验认为此次碰撞造山代表了“本州陆块” (Honshu continental block)与大陆边缘的碰撞过程(Faure and Charvet, 1987; Cluzel, 1991; Charvet, 2013)。但不论是地球物理还是岩石学证据都不支持“本州陆块”的存在, 因此日本学者多不采纳此模型。相反, 日本学者普遍认为此次造山事件受控于弧前增生楔向洋的阶段性增长以及俯冲大洋板块的后撤, 即受控于弧前增生造山作用(Isozaki and Maruyama, 1991; Maruyama et al., 1997; Isozaki et al., 2010, 2017)。角度不整合于秋吉带增生杂岩以及周防带高压变质岩上的中‒晚三叠世碎屑岩中含有大量1250～1500 Ma碎屑锆石, 但缺少600～1200 Ma碎屑锆石, 而后者所代表的岩浆事件在华南地区广泛发育。因此Akiyoshi带内的增生杂岩中, 碎屑物质更可能来源于华北板块, 而非华南陆块。同时, 中‒晚三叠世碎屑岩内缺少明显的同沉积碎屑锆石, 表明其源区并非活动的岩浆弧。基于这些特征, 推测中‒晚三叠世西南日本可能毗邻秦岭‒大别造山带, 而非如晚古生代一般仅毗邻华南板块东缘(Wakita et al., 2018)。因此, 西南日本从中晚二叠世到中晚三叠世, 不仅经历了从陆缘俯冲到增生造山的转变, 同时可能也伴随着大洋(古太平洋或范大洋)板块俯冲, 从毗邻华夏加里东造山系向北运转为毗邻苏鲁‒大别造山带。

图7 西南日本晚古生代‒早中生代构造演化模式图(据Shen et al., 2018; Zhang et al., 2020修改)

5.3 对华南地区晚古生代‒早中生代构造演化的启示

西南日本长期位于华南大陆东缘, 其构造演化是理解华南乃至东亚陆缘显生宙构造演化的关键(Wakita, 2013)。华南地区极少出露晚古生代的岩浆岩, 仅在海南岛有少量二叠纪花岗岩, 但其成因及构造背景也存在较大争议(Li et al., 2006; Zhang and Cai, 2009); 在现代河流碎屑锆石中, 也极少有晚古生代的记录(Xu et al., 2007; He et al., 2013; Xu et al., 2016), 因此以往大多学者认为华南东缘晚古生代并不存在明显的俯冲事件及弧岩浆作用。然而近年来, 一些晚古生代岩浆岩逐渐在华南及其周边被发现。Yu et al. (2010)以及Shen et al. (2018)在福建五凤楼地区发现了317 Ma的片麻状花岗岩, 这一年龄与西南日本最早的晚古生代花岗岩年龄基本一致(Tsutsumi et al., 2010; Dilek and Furnes, 2011; Suda et al., 2014; Ogasawara, et al., 2016)。五凤楼片麻状花岗岩的全岩地球化学以及锆石Hf-O同位素特征表明其形成于弧后裂解环境, 是古老地壳重熔的产物, 而非弧环境(Shen et al., 2018)。同时, 东南沿海二叠纪‒侏罗纪的碎屑岩中存在大量的晚古生代碎屑锆石(Zhang et al., 2020及其参考文献), 表明东南沿海地区晚古生代存在明显的岩浆事件。根据Li et al. (2012)的研究, 东南沿海二叠纪碎屑岩中～280 Ma的碎屑锆石Hf同位素与O同位素呈明显的负相关性, 表明其岩浆源区来自幔源岩浆参与下的古老地壳重循环, 形成于活动陆缘环境。类似的, 在华南P/T界线附近广泛存在的凝灰岩夹层中, 锆石的Hf-O同位素以及微量元素也具有陆缘弧成因特征(He et al., 2014; Gao et al., 2015; 王曼等, 2018)。最近, Zhang et al. (2020)在巢湖地区二叠纪‒三叠纪碳酸盐岩内发现多处约270～264 Ma的酸性凝灰岩(夹层), 其全岩地球化学也具有钙碱性陆缘弧岩浆的特征。由此可见华南东缘地区不仅存在明显的晚古生代岩浆作用, 同时从石炭纪到晚二叠世区域可能经历了从弧后‒陆缘弧的转变, 这一过程与华南东缘沉积古地理环境的变化一致。

华南地区早二叠世以台地相碳酸盐岩沉积为主, 然而从中二叠世开始, 在东南沿海地区沿着NE-SW走向广泛沉积一套滨浅海碎屑岩, 由砾岩、砂岩及砂泥岩组成, 向北西侧内陆逐渐转变为碳酸盐沉积, 向东则转为剥蚀区(Li et al., 2012; Zhang et al., 2019), 这一古地理格局持续至三叠纪。这种古地理格局的转变代表了晚古生代泛大洋或古太平洋俯冲作用的表现(Zhang et al., 2020)。结合前述西南日本晚古生代的构造演化特征, 我们推断这一变化是受大洋一侧弧‒陆拼贴过程控制, 即中二叠世开始, 边缘海的关闭以及大陆边缘岩浆弧的隆升导致了沉积环境的转变。由于西南日本增生杂岩及高压变质岩以及上述古地理格局一直持续到三叠纪, 发育于海沟附近的增生造山作用可能对华南东缘二叠纪‒三叠纪的构造事件起主导作用。而随着向华南内陆的深入, 晚三叠世‒侏罗纪沉积地层中碎屑锆石明显缺少二叠纪碎屑锆石记录(Li et al., 2012), 表明俯冲造山作用及弧岩浆作用可能并未影响至内陆地区。

值得注意的是, 尽管碎屑锆石及岩相古地理的变化揭示华南东缘或东南沿海地区存在二叠纪陆缘弧, 但迄今为止并未发现有二叠纪的岩浆岩, 这一现象可能与陆缘的过程有关。在西南日本三叠纪‒早白垩世碎屑岩中普遍含有200～300 Ma的碎屑锆石, 但其相对含量随着时代变轻而逐渐变低, 在晚白垩世以后的沉积地层以及现代河流的碎屑锆石中, 这一年龄范围的碎屑锆石基本缺失(Isozaki et al., 2010), 反映了俯冲洋壳对于古老岩浆弧的构造侵蚀作用。最近在福建平潭岛白垩纪花岗岩内, 发现有260～270 Ma的捕获锆石(Lin et al., 2020); 同时在大衢岛以及菲律宾民都洛地区也发现有晚二叠世的变质岩‒花岗岩(Knittel et al., 2010; 姜杨等, 2016)。因此在大陆边缘大规模的白垩纪火山‒侵入岩之下可能仍然存在着古老岩浆弧的残留, 进一步开展岩浆岩中捕获锆石的研究, 以及对海域地质资料的梳理将有助于追寻消失的古岩浆弧。

6 结 论

(1) 西南日本内带朝来地区夜久野蛇绿混杂岩内辉长岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄为281.8±1.8 Ma, 结合前人研究成果, 该蛇绿混杂岩主体形成于早二叠世的弧后盆地环境。

(2) 根据夜久野蛇绿岩及西南日本晚古生代构造‒地层特征, 西南日本早二叠世末期(约280～272 Ma)经历了从洋内弧到陆缘弧的转变, 这一转变影响了华南地区晚古生代‒早中生代的构造‒沉积特征。华南东缘的陆缘弧可能是华南沿海地区二叠纪到早‒中三叠世地层内晚古生代碎屑锆石的主要来源。

(3) 包括夜久野蛇绿混杂岩在内, 西南日本主要的变质‒变形作用均发生在中三叠世, 属于印支造山范畴。这一造山事件与华南东缘的造山事件可能都是受控于大陆西缘泛大洋(或古太平洋)的俯冲增生过程。

致谢:中国地质科学院地质研究所任留东研究员和赵磊副研究员审稿时提出了建设性的修改意见, 关西学院壶井基裕教授在野外工作中提供了帮助, 本文所论述区域大地构造演化框架参考了中国地质科学院任继舜院士的项目工作报告, 在此一并感谢。

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Zircon U-Pb Dating of Yakuno Ophiolitic Complex in Southwest Japan and its Indications for the Late Paleozoic to Early Mesozoic Tectonic Evolution of South China

HONG Wentao1, 2, YU Minggang2*, ZHAO Xilin2, CHU Pingli2

(1. State Key Laboratory for Mineral Deposits Research, School of Earth Sciences and Engineering, Nanjing University, Nanjing 210093, Jiangsu, China; 2. Nanjing Center, China Geological Survey, Nanjing 210016, Jiangsu, China)

Late Paleozoic to Early Mesozoic orogeny is the key to understand the Phanerozoic tectonic evolution of South China. Two distinct models have been proposed for the dynamic mechanism of the orogeny, that is, collision orogeny related to the closure of the Tethys Ocean and the accretionary orogeny, which was controlled by the subduction of Panthalassa (or Paleo-Pacific) plate in the western South China. The latter model has long been controversial due to the lack of Late Paleozoic ophiolite, high-pressure metamorphic rocks and arc magmatism in the mainland of South China. Unlike South China, the subduction-related rocks are well preserved in Southwest Japan and can be used to infer the Late Paleozoic to the Early Mesozoic tectonic evolution of South China. In this paper, based on zircon U-Pb dating of the gabbro and amphibolite in the Late Paleozoic Yakuno ophiolitic complex, combined with regional stratigraphic characteristics of Southwest Japan, we summarize the Late Paleozoic to the Early Mesozoic tectonic evolution of Southwest Japan and further propose a new Late Paleozoic to Early Mesozoic tectonic evolution model for South China.

Zircon LA-ICP-MS U-Pb dating results show that the gabbro in the middle to upper unit of the Yakuno ophiolitic complex in the Asago region formed in Early Permian (281.8±1.8 Ma), while the metamorphic age of the amphibolite is 231.0±5.8 Ma, which is consistent with the Suo belt high-pressure metamorphic rocks widely distributed in Southwest Japan. Based on chronology, geochemistry and stratigraphic evidence of the study region, the geotectonic history of the Yakuno opiolitie can be summarized as follows: (1) oceanic (Panthalassa or Paleo-Pacific) crust formation in the Early Carboniferous; (2) the Yakuno ophiolitic complex formed in the back arc basin behind the island arc during the Early Permian; (3) the back-arc basin closure, while the island-arc and seamount accreted to the eastern margin of South China continent in the end of the Early Permian. The collision resulted in the transition of the eastern margin of South China from a passive continental margin to a continental marginal arc setting, while controlled the changes in regional paleogeography. Considering that the Late Paleozoic subduction-accretionary complexes in Southwest Japan continued to the Middle Triassic, the Triassic Indosinian Orogens in the southwestern Japan and the eastern margin of South China were most likely controlled by the successive subduction of the Panthalassa (or Paleo-Pacific) plate.

Southwest Japan; Yakuno ophiolitic complex; Late Paleozoic; South China; Indosinian orogeny

P597

A

1001-1552(2022)04-0728-016

2021-08-18;

2021-09-28;

2021-10-22

国家自然科学基金项目(41702061)和中国地质调查局项目(DD20190361、DD20190373)联合资助。

洪文涛(1986–), 博士研究生, 岩石学矿物学矿床学学业。E-mail: 274283688@qq.com

余明刚(1978–), 高级工程师, 从事区域大地构造研究及火山岩调查研究。E-mail: 402610622@qq.com

10.16539/j.ddgzyckx.2021.05.013