洪文濤 , 余明剛, 趙希林, 褚平利

西南日本夜久野(Yakuno)蛇綠混雜巖鋯石U-Pb定年及其對(duì)晚古生代?早中生代華南大地構(gòu)造演化的指示

洪文濤1, 2, 余明剛2*, 趙希林2, 褚平利2

(1. 內(nèi)生金屬礦床成礦機(jī)制研究國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 南京大學(xué) 地球科學(xué)與工程學(xué)院, 江蘇 南京 210093; 2. 中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局 南京地質(zhì)調(diào)查中心, 江蘇 南京 210016)

晚古生代?早中生代的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)在華南大地構(gòu)造演化過(guò)程中意義重大, 但對(duì)其動(dòng)力學(xué)機(jī)制卻存在兩種截然不同的認(rèn)識(shí), 即與特提斯洋閉合有關(guān)的碰撞造山以及與華南東緣大洋俯沖相關(guān)的增生造山。后一種認(rèn)識(shí)備受爭(zhēng)議的主要原因是華南地區(qū)缺少晚古生代與俯沖直接相關(guān)的增生雜巖、高壓變質(zhì)巖等記錄, 而這些記錄在西南日本保存完整。本文通過(guò)對(duì)西南日本內(nèi)帶朝來(lái)地區(qū)晚古生代夜久野(Yakuno)蛇綠混雜巖的鋯石U-Pb定年, 結(jié)合區(qū)域構(gòu)造?地層分析, 探討西南日本晚古生代?早中生代構(gòu)造演化過(guò)程。LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年結(jié)果表明, 朝來(lái)地區(qū)夜久野蛇綠混雜巖中?上部輝長(zhǎng)巖形成于早二疊世(281.8±1.8 Ma); 而斜長(zhǎng)角閃巖的變質(zhì)年齡為231.0±5.8 Ma, 與西南日本廣泛分布的周防帶(Suo belt)高壓變質(zhì)時(shí)間一致, 表明西南日本主要的造山事件發(fā)生在印支期。綜合夜久野蛇綠混雜巖內(nèi)不同類(lèi)型火成巖的年代學(xué)及巖石地球化學(xué)組成, 以及區(qū)域構(gòu)造?地層特征, 將該蛇綠巖的構(gòu)造演化歸結(jié)為三個(gè)階段: (1) 晚石炭世大洋(泛大洋或古太平洋)擴(kuò)張階段; (2) 早二疊世洋內(nèi)弧?弧后盆地階段, 夜久野蛇綠混雜巖主體即形成于弧后盆地; (3) 早二疊世末期(約280～272 Ma),弧后盆地閉合, 島弧?洋島海山地體與華南大陸東緣碰撞形成新的陸緣弧, 這一弧?陸拼貼過(guò)程控制著東南沿海地區(qū)中二疊世的古地理格局轉(zhuǎn)變?？紤]到西南日本晚古生代俯沖增生作用一直持續(xù)至中三疊世末期, 中三疊世西南日本以及華南東緣的印支造山可能主要受控于泛大洋(或古太平洋)板塊的俯沖作用。

西南日本; 夜久野蛇綠混雜巖; 晚古生代; 華南; 印支造山

0 引 言

晚古生代?早中生代的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)(華力西?印支運(yùn)動(dòng))在中國(guó)及其鄰區(qū)大地構(gòu)造演化中的意義重大, 它使得亞洲不同陸塊相互焊接, 奠定了中、新生代以來(lái)中國(guó)乃至全球構(gòu)造格局, 具有劃時(shí)代的意義(任紀(jì)舜, 1984; 萬(wàn)天豐和朱鴻, 2007)。在華南地區(qū), 晚古生代華力西運(yùn)動(dòng)表現(xiàn)并不顯著。發(fā)育于三疊紀(jì)的印支運(yùn)動(dòng)則導(dǎo)致晚古生代濱海?淺海相地層發(fā)生了席卷全區(qū)的強(qiáng)烈褶皺和推覆構(gòu)造, 伴生有一系列的巖漿?成礦事件, 使得華南構(gòu)造格架基本定型(舒良樹(shù), 2012)。目前對(duì)于印支運(yùn)動(dòng)的動(dòng)力機(jī)制及演化過(guò)程存在多種解釋(Hsü et al., 1988; Li and Li, 2007; Cai and Zhang, 2009; 張?jiān)罉虻? 2009; Lin et al., 2018; Wang et al., 2018)。大多學(xué)者認(rèn)為華南印支期強(qiáng)烈的陸內(nèi)造山與古特提斯洋的閉合以及隨后的造山作用有關(guān), 即隨著古特提斯洋的閉合, 印支地塊、中朝克拉通及華南板塊沿三江和松潘?甘孜?秦嶺印支造山帶發(fā)生拼合及碰撞造山作用, 導(dǎo)致華南內(nèi)陸發(fā)生強(qiáng)烈的變形以及巖漿作用(Lepvrier et al., 1997; Hacker et al., 1998; Faure et al., 2003; 張?jiān)罉虻? 2009; 徐先兵等, 2009; Yang et al., 2012; Shu et al., 2017; Wang et al., 2018)。部分學(xué)者將此次造山事件歸結(jié)為古太平洋(或泛大洋)板塊俯沖的遠(yuǎn)程效應(yīng), 并認(rèn)為這種俯沖作用起始于二疊紀(jì)(Li et al., 2006, 2012; Li and Li, 2007; Shen et al., 2018; Zhang et al., 2020)。但這一觀點(diǎn)長(zhǎng)期受到爭(zhēng)議, 主要原因是: 迄今為止在中國(guó)東部沒(méi)有發(fā)現(xiàn)二疊紀(jì)?三疊紀(jì)與泛大洋(或古太平洋)消亡有關(guān)的縫合線和蛇綠巖建造(李三忠等, 2011), 同時(shí)與俯沖相關(guān)的二疊紀(jì)弧巖漿巖也極少出露, 因而難以限定古太平洋或泛大洋俯沖作用的時(shí)限及其對(duì)華南東緣構(gòu)造演化的影響。

然而, 晚古生代?早中生代與俯沖作用有關(guān)的地質(zhì)記錄在中國(guó)周邊國(guó)家則保存較好, 主要分布于日本列島、朝鮮半島直至蒙古?鄂霍茨克地區(qū), 尤以日本列島最明顯, 研究程度也最高。晚古生代?早中生代西南日本發(fā)育一系列高壓變質(zhì)及對(duì)應(yīng)的俯沖增生雜巖、蛇綠巖、弧火山巖等地質(zhì)體, 代表了大洋長(zhǎng)期的俯沖作用(Isozaki et al., 2010; Wakita et al., 2018)。由于日本列島, 尤其是西南日本自古生代起就長(zhǎng)期位于華南大陸或者岡瓦納大陸邊緣(Isozaki et al., 1997, 2010), 因此認(rèn)識(shí)和理解西南日本晚古生代?早中生代構(gòu)造背景及演化歷史, 可以幫助我們?cè)诟蟪叨壬侠斫馊A南乃至整個(gè)歐亞大陸東緣該階段構(gòu)造演化, 及其與太平洋板塊俯沖之間的關(guān)系。本次研究基于對(duì)西南日本內(nèi)帶晚古生代?早中生代構(gòu)造?地層特征的分析, 結(jié)合夜久野(Yakuno)蛇綠混雜巖的鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年結(jié)果, 對(duì)其晚古生代?早中生代造山作用的背景及其演化過(guò)程進(jìn)行探討, 試圖進(jìn)一步解析該時(shí)期歐亞大陸東緣的構(gòu)造演化過(guò)程。

1 西南日本古生代?早中生代地層特征

現(xiàn)代日本列島是一個(gè)具有典型溝(日本海溝?馬里亞納海溝)?弧?盆(日本海)結(jié)構(gòu)的島弧, 夾持在歐亞、菲律賓海、太平洋和北美板塊之間(圖1a)。日本列島以絲魚(yú)川?靜岡構(gòu)造線(ISTL)為界分成東西兩個(gè)部分: 以東稱(chēng)東北日本, 以西稱(chēng)西南日本(圖1a)。從地殼物質(zhì)組成來(lái)看, 東北日本屬于北美板塊, 而西南日本則屬于歐亞大陸的一部分(Wakita, 2013)。西南日本島弧以中央構(gòu)造線(MTL)為界, 可進(jìn)一步分為內(nèi)帶和外帶。西南日本內(nèi)帶主要由兩部分組成, 一部分為飛騨?隱岐(Hida-Oki)微陸塊, 具有古元古代變質(zhì)基底, 被認(rèn)為是裂離于中朝克拉通的微陸塊(Horie et al., 2010); 另一部分由不同時(shí)代的俯沖增生雜巖以及高壓變質(zhì)巖組成, 為西南日本的主體。二者之間由一套古生代、中生代變質(zhì)巖以及蛇綠巖殘塊等組成的構(gòu)造混雜帶(即飛騨邊緣帶)所分隔(圖1b)。

在飛騨?隱岐微陸塊之外, 西南日本內(nèi)帶最老的巖石記錄為大江山(Oeyama ophiolite/belt)蛇綠巖及共生的高壓變質(zhì)巖(蓮華帶, Renge belt)(圖2), 其變質(zhì)年齡集中在志留紀(jì)(約450～410 Ma)(Tsujimori and Itaya, 1999), 與華南地區(qū)加里東運(yùn)動(dòng)的時(shí)代基本一致。伴生的花崗巖主體為志留紀(jì), 最老可至寒武紀(jì)(Aoki et al., 2015)。花崗巖中的捕獲鋯石年齡從太古代至新元古代, 并且顯示出與華南相似的年齡峰值, 被認(rèn)為形成于岡瓦納或者華南大陸邊緣的巖漿弧環(huán)境(Fujii et al., 2008; Horie et al., 2010; Aoki et al., 2015; Isozaki et al., 2017; Isozaki, 2019)。泥盆紀(jì)?早石炭世(D-C1)的沉積巖受華力西?印支階段造山作用的影響均已發(fā)生高壓變質(zhì), 分布于Sangun belt內(nèi), 其變質(zhì)年齡集中在330～280 Ma (Nishimura, 1998), 原巖可能為一套泥質(zhì)巖?鐵鎂質(zhì)火山巖, 代表了海溝前的俯沖增生雜巖。

圖1 西南日本地質(zhì)構(gòu)造簡(jiǎn)圖(據(jù)Ernst et al., 2007修改)

中三疊世拉丁尼階時(shí), 整個(gè)日本列島經(jīng)歷了強(qiáng)烈的造山運(yùn)動(dòng), 夜久野蛇綠混雜巖以及增生雜巖等晚古生代地層發(fā)生強(qiáng)烈褶皺變形, 形成了西南日本內(nèi)帶廣泛分布的周防帶(Suo belt)綠片巖?藍(lán)片巖以及同時(shí)代的花崗巖類(lèi)(Ichiyama and Ishiwatari, 2004; Isozaki et al., 2010; Ogasawara et al., 2016), 變質(zhì)年齡峰期為～220 Ma(Nishimura, 1998)。中?上三疊統(tǒng)陸相含煤粗碎屑巖廣泛角度不整合覆蓋于前中生代地質(zhì)體之上(圖2)。

2 地質(zhì)背景及樣品特征

夜久野蛇綠混雜巖呈近東西走向的條帶狀分布于本州島舞鶴帶內(nèi), 東起渡島半島, 西至廣島市西側(cè), 多呈構(gòu)造巖塊的形式推覆于中?晚二疊世增生雜巖之上, 主要由地幔橄欖巖、超基性堆晶巖(純橄巖、易剝輝石巖、單斜輝石巖、輝長(zhǎng)巖)、玄武巖、閃長(zhǎng)巖以及黑色泥巖等組成。其中超基性巖主要由片理化的粗粒方輝橄欖巖、純橄巖和易剝輝石巖組成。方輝橄欖巖中橄欖石的Fo多大于90, 代表了中等虧損的殘留地幔(Ishiwatari, 1985)。在堆晶巖中, 輝長(zhǎng)巖與超基性巖往往呈漸變過(guò)渡關(guān)系, 并共同被閃長(zhǎng)質(zhì)?輝長(zhǎng)質(zhì)巖脈切穿, 部分輝長(zhǎng)巖經(jīng)歷后期變質(zhì)成為輝石角閃巖(Moreno et al., 2016)。

本次研究區(qū)域位于朝來(lái)市西側(cè), 該地的夜久野蛇綠混雜巖也常被稱(chēng)為朝來(lái)塊體(Asago body), 出露寬度約10～13 km, 分為底部、中部和上部三個(gè)單元(Suda, 2004; Suda et al., 2014), 彼此之間多呈高角度斷層接觸。底部單元由變質(zhì)基性?超基性巖組成, 在研究區(qū)內(nèi)未出露; 中部單元厚度約3 km, 由強(qiáng)烈變質(zhì)變形的基巖變質(zhì)巖(片麻狀輝長(zhǎng)巖、角閃巖?片麻巖)組成, 其變質(zhì)程度最高可達(dá)麻粒巖相; 上部單元由弱變形的角閃輝長(zhǎng)巖?閃長(zhǎng)巖?英云閃長(zhǎng)巖、變玄武巖以及厚層泥巖組成, 其中變玄武巖與泥巖整合接觸或者互層產(chǎn)出, 且多為塊狀結(jié)構(gòu), 少量為枕狀。

本次用于鋯石U-Pb測(cè)年的樣品為朝來(lái)地體中部單元的斜長(zhǎng)角閃巖(樣品號(hào): Yu-1)和片麻狀輝長(zhǎng)巖(樣品號(hào): Yu-2), 具體采樣位置見(jiàn)圖3。斜長(zhǎng)角閃巖多呈片麻狀及條帶狀構(gòu)造(圖4a), 局部可見(jiàn)混合巖化, 主要由黑云母(～15%)、斜長(zhǎng)石(30%)、角閃石變晶(～50%)以及少量石英、磁鐵礦、磷灰石等組成。輝長(zhǎng)巖為中粒結(jié)構(gòu), 具較強(qiáng)的變形及蝕變, 礦物組成以輝石(～35%)、斜長(zhǎng)石(～50%)和角閃石(～5%)為主, 其中輝石大多碎裂明顯, 有明顯的綠泥石化及綠簾石化; 長(zhǎng)石則具有較強(qiáng)的泥化; 角閃石以它形及填隙狀為主, 可能為次生角閃石(圖4c)。

3 分析方法

鋯石分選、制靶和陰極發(fā)光照相在河北省辰昌巖礦檢測(cè)技術(shù)服務(wù)有限公司完成。鋯石U-Pb同位素測(cè)試在中國(guó)冶金地質(zhì)總局山東局測(cè)試中心完成, 測(cè)試方法及流程見(jiàn)李鳳春等(2016)。LA-ICP-MS激光剝蝕系統(tǒng)為美國(guó)Conherent公司生產(chǎn)的GeoLaspro 193 nm ArF準(zhǔn)分子系統(tǒng), ICP-MS為T(mén)hermoFisher ICAPQ。激光器波長(zhǎng)為193 nm, 束斑直徑為25～30 μm。測(cè)試過(guò)程中使用91500標(biāo)準(zhǔn)鋯石作為標(biāo)樣。鋯石微量元素分析使用NIST SRM 610作為標(biāo)樣。樣品的同位素比值及元素含量采用ICPMSDataCal 9.0數(shù)據(jù)處理軟件。鋯石U-Pb年齡諧和圖采用Isoplot 3.27軟件繪制(Ludwig, 2003)。

圖2 西南日本內(nèi)帶古生界?下中生界綜合地層柱狀圖

圖3 朝來(lái)地區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)圖(據(jù)豬木幸男, 1981修改)

圖4 斜長(zhǎng)角閃巖(a、b)和輝長(zhǎng)巖(c、d)野外特征及顯微照片

4 鋯石U-Pb定年結(jié)果

4.1 斜長(zhǎng)角閃巖

斜長(zhǎng)角閃巖(Yu-1)中鋯石, 多為它形渾圓卵狀?粒狀, 粒徑變化于30～200 μm之間, CL圖像顯示其具有復(fù)雜的核?邊結(jié)構(gòu), 指示為變質(zhì)成因。邊部的寬度變化較大, 在0～60 μm之間, 往往缺少明顯的環(huán)帶結(jié)構(gòu); 其核部也大多缺少明顯的環(huán)帶結(jié)構(gòu), 多為云霧狀, 偶見(jiàn)寬緩的振蕩環(huán)帶以及砂鐘結(jié)構(gòu)(圖5)。鋯石的Th/U值大多<0.03, 34個(gè)顆粒的年齡變化于218～1716 Ma之間(表1), 在諧和圖上構(gòu)成一條明顯的直線, 上交點(diǎn)年齡為1874±27 Ma, 下交點(diǎn)年齡為231.0± 5.8 Ma。下交點(diǎn)附近16個(gè)較年輕顆粒的加權(quán)平均年齡為237.0±6.8 Ma(圖6a), 與下交點(diǎn)年齡在誤差范圍內(nèi)基本一致, 代表了該巖石的變質(zhì)年齡。

圖5 代表性鋯石CL圖像

表1 LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年結(jié)果

續(xù)表1:

續(xù)表1:

注：輝長(zhǎng)巖分析鋯石中后綴R代表核-邊結(jié)構(gòu)鋯石邊部分析點(diǎn); 后綴C代表核-邊結(jié)構(gòu)鋯石核部分析點(diǎn)。

圖6 鋯石U-Pb年齡諧和圖

4.2 輝長(zhǎng)巖

輝長(zhǎng)巖(Yu-2)內(nèi)的鋯石多為半自形粒狀, 粒徑在100～150 μm之間, 長(zhǎng)寬比多在1∶1～1.5∶1。CL圖像顯示鋯石內(nèi)部具有清晰的砂鐘結(jié)構(gòu)或者寬緩的振蕩環(huán)帶, 無(wú)明顯的變質(zhì)邊(圖5), 具有巖漿成因特征。值得注意的是, 部分鋯石具有相對(duì)較暗的內(nèi)核以及較為明亮的邊部, 但二者之間的邊界多較平直, 且與晶體輪廓大致平行, 顯然并非變質(zhì)成因或繼承鋯石, 相反可能與生長(zhǎng)過(guò)程中周?chē)垠w成分變化有關(guān), 或者代表了巖漿從深部向淺部的運(yùn)移(Miller et al., 2007; Medlin et al., 2015)。36顆鋯石的206Pb/238U年齡集中于264～287 Ma之間, 加權(quán)平均年齡為281.8±1.8 Ma(圖6b), 代表了輝長(zhǎng)巖的結(jié)晶年齡。相對(duì)較暗核部與邊部206Pb/238U年齡也基本一致。

5 討 論

5.1 夜久野蛇綠混雜巖的形成時(shí)代及背景

根據(jù)已發(fā)表的關(guān)于夜久野蛇綠混雜巖不同類(lèi)型巖石單元的年代學(xué)以及地球化學(xué)資料, 結(jié)合本文的定年結(jié)果, 將該蛇綠混雜巖的形成演化大致分為兩個(gè)階段。

第一階段以朝來(lái)地體下部單元的超基性堆晶巖為代表。朝來(lái)地區(qū)以及渡島半島夜久野蛇綠混雜巖底部堆晶輝長(zhǎng)巖的Sm-Nd全巖?礦物等時(shí)線年齡為343～385 Ma(Hayasaka, 1996), 并且輝長(zhǎng)巖的地球化學(xué)特征類(lèi)似于大洋中脊玄武巖(MORB), 代表了初始擴(kuò)張的大洋中下地殼。值得注意的是, 這套堆晶巖的年齡與二疊紀(jì)增生雜巖洋島海山單元中底部灰?guī)r以及玄武巖的時(shí)代基本一致(Sano and Kanmera, 1991; Sano et al., 2000), 暗示三者可能同時(shí)形成于同一個(gè)擴(kuò)張大洋環(huán)境。這些大洋板塊地層組合與同時(shí)期的Sangun帶變質(zhì)巖一起構(gòu)成了石炭紀(jì)?早二疊世西南日本的俯沖系統(tǒng)(Wakita et al., 2018)。

第二個(gè)階段為早二疊世洋內(nèi)弧?弧后環(huán)境, 夜久野蛇綠混雜巖主體均形成于此階段。早期對(duì)其 中?上部單元弱變質(zhì)輝長(zhǎng)巖及玄武巖的黑云母?角閃石Rb-Sr及K-Ar測(cè)年結(jié)果集中在270～290 Ma (Shibata et al., 1977; Kodie et al., 1987), Suda et al. (2014)獲得朝來(lái)地區(qū)中部單元輝長(zhǎng)巖鋯石U-Pb年齡為288±13 Ma, 這些定年結(jié)果與本文分析輝長(zhǎng)巖的鋯石U-Pb年齡(281.8±1.8 Ma)在誤差范圍內(nèi)基本一致, 表明夜久野蛇綠混雜巖的主體形成于早二疊世。在朝來(lái)地區(qū)的蛇綠混雜巖剖面中, 中?上部單元的輝長(zhǎng)巖以及變玄武巖?角閃巖的地球化學(xué)特征介于E-MORB以及T-MORB之間, 變玄武巖中的Cr尖晶石具有較高的Cr#, 暗示其形成于弧后伸展背景(Ichiyama and Ishiwatari, 2004)。同時(shí), 中?上部單元內(nèi)的玄武巖與泥巖互層, 缺少遠(yuǎn)洋沉積, 也支持其為弧后淺海沉積背景。本次研究中, 角閃巖內(nèi)復(fù)雜的碎屑鋯石年齡分布指示其原巖應(yīng)為碎屑巖, 因此這種弧后盆地可能毗鄰古老的大陸地殼; 但另一方面, 輝長(zhǎng)巖中缺少明顯的捕獲鋯石以及具有一致的內(nèi)部結(jié)構(gòu)又暗示該弧后盆地并非奠基于大陸地殼之上。

與上述弧后巖石組合共生的是一套中酸性侵入巖類(lèi)。Herzig et al. (1997)獲得朝來(lái)地區(qū)的糜棱巖化奧長(zhǎng)花崗巖的鋯石SHRIMP U-Pb年齡為282～285 Ma,與輝長(zhǎng)巖?玄武巖的年齡基本一致。這些英云閃長(zhǎng)巖?奧長(zhǎng)花崗巖以及在日本其他地區(qū)(如南北上山、阿武隈帶中)晚石炭世?早二疊世花崗巖普遍缺少古老的捕獲鋯石, 并具有低K2O(低鉀拉斑系列)、高Na2O含量以及高的Sr/Y值, 顯示出典型埃達(dá)克巖的特征(Suda et al., 2014; Tsutsumi et al., 2014; Ogasawara et al., 2016), 指示其形成于遠(yuǎn)離大陸的洋內(nèi)弧環(huán)境(Wakita et al., 2018)。

夜久野蛇綠混雜巖的變質(zhì)年齡主要來(lái)自中?上部單元。Shibata et al. (1977)以及Kodie et al. (1987)對(duì)夜久野蛇綠混雜巖中的角閃巖、片理化輝長(zhǎng)巖以及變質(zhì)輝長(zhǎng)巖中黑云母和角閃石開(kāi)展了系統(tǒng)的K-Ar及Rb-Sr測(cè)年, 獲得的單礦物坪年齡以及全巖?礦物等時(shí)線年齡集中在220～254 Ma, 與本文所測(cè)得斜長(zhǎng)角閃巖的下交點(diǎn)年齡(231.0±5.8 Ma)基本一致, 表明夜久野蛇綠混雜巖與西南日本其他晚古生代的增生雜巖一樣, 主要的變質(zhì)事件均發(fā)生在三疊紀(jì)。

5.2 西南日本晚古生代?早中生代構(gòu)造演化: 來(lái)自夜久野蛇綠混雜巖及其周邊地層特征的制約

夜久野蛇綠混雜巖所代表的洋內(nèi)弧?弧后盆地系統(tǒng)消亡, 以及其就位的時(shí)限可以通過(guò)角度不整合于其上部的舞鶴群的沉積特征加以限定。沉積學(xué)及古生物學(xué)研究表明舞鶴群形成于活動(dòng)大陸邊緣三角洲環(huán)境(Kobayashi, 2003)。根據(jù)古生物以及玄武巖Rb-Sr定年結(jié)果, 舞鶴群底部玄武巖最大沉積年齡不超過(guò)羅德階(272 Ma), 與夜久野蛇綠混雜巖頂部玄武巖的形成時(shí)間(Rb-Sr法, 281±8 Ma; Kodie et al., 1987)十分接近。在舞鶴群底部礫巖中含有加里東期花崗巖巖塊以及夜久野蛇綠混雜巖碎塊, 如輝長(zhǎng)巖、蛇紋巖等; 其中?晚二疊世灰?guī)r中的化石組合與華南大陸同時(shí)期化石組合相同(Kobayashi, 2003)。這些特征表明舞鶴群沉積期, 沉積盆地毗鄰華南加里東造山系, 并接受華南大陸的碎屑物質(zhì)供給; 同時(shí)夜久野蛇綠混雜巖已經(jīng)就位并暴露地表, 其所代表的弧后盆地已經(jīng)關(guān)閉。此外, 舞鶴群中泥巖的碎屑鋯石具有明顯的中?晚二疊世峰值, 暗示舞鶴群的沉積位置靠近同期巖漿弧(Wakita et al., 2018)。據(jù)此, 夜久野蛇綠混雜巖所代表的弧后盆地閉合以及弧?陸拼貼的時(shí)限應(yīng)該在早二疊世末期(約280～272 Ma), 大致相當(dāng)于空谷爾期(Kungurian)。此外, 由于秋吉帶內(nèi)的洋島海山地體普遍逆沖推覆于晚二疊世增生雜巖之上, 同時(shí)在舞鶴群內(nèi)部含有起源于該洋島海山的灰?guī)r?玄武巖碎塊(Kobayashi, 2003), 因此弧?陸拼貼的過(guò)程可能也伴隨著洋島海山向大陸邊緣的增生過(guò)程(圖7)。此后, 西南日本從中二疊世開(kāi)始由洋內(nèi)弧環(huán)境轉(zhuǎn)換為陸緣弧環(huán)境。隨著泛大洋(或古太平洋)的持續(xù)俯沖, 在海溝位置形成秋吉帶以及超丹巴帶內(nèi)的俯沖增生雜巖。早期研究多認(rèn)為這些增生雜巖發(fā)育于中?晚二疊世, 并且在三疊紀(jì)存在明顯的俯沖增生間斷(Isozaki, 1997)。但根據(jù)近些年來(lái)對(duì)其中碎屑鋯石U-Pb定年結(jié)果顯示, 增生雜巖中最年輕的碎屑鋯石諧和年齡多在222～238 Ma(Tsutsumi et al., 2000; Wakita et al., 2018; Zhang et al., 2018), 表明俯沖增生作用至少應(yīng)該持續(xù)到中三疊世。這套增生雜巖內(nèi)晚古生代(294～254 Ma)碎屑鋯石Hf()值為+9～+14 (Zhang et al., 2019), 接近虧損地幔, 與我國(guó)東南沿海同時(shí)期碎屑鋯石的Hf同位素組成(90%變化于–20～+9)明顯不同(Hu et al., 2012; Li et al., 2012; Shen et al., 2018), 認(rèn)為其來(lái)源于重循環(huán)的島弧物質(zhì); 同時(shí)其中含有2500～2700 Ma的太古代碎屑鋯石(Tsutumi et al., 2000)。可見(jiàn), 中?晚二疊世到三疊紀(jì), 在弧前海溝位置, 來(lái)源于古老大陸以及增生至大陸邊緣的洋內(nèi)弧的碎屑物質(zhì)可能同時(shí)剝蝕并被搬運(yùn)進(jìn)入弧前增生楔內(nèi)(圖7)。從沉積特征來(lái)看, 舞鶴群及其上部夜久野群都形成于活動(dòng)大陸邊緣三角洲環(huán)境, 兩套地層之間無(wú)明顯的沉積相變, 二者之間的角度不整合關(guān)系可能反映了弧前沉積隨增生楔的增長(zhǎng)向洋一側(cè)的遷移, 而非代表區(qū)域性的構(gòu)造事件。舞鶴群內(nèi)二疊紀(jì)化石與華南大陸的親緣性表明這套地層應(yīng)該形成于華南陸緣弧前位置。

包括夜久野蛇綠混雜巖在內(nèi), 西南日本晚古生代?早中生代地質(zhì)體均于中三疊世經(jīng)歷了明顯的褶皺變形以及變質(zhì)作用, 在日本被稱(chēng)為“秋吉運(yùn)動(dòng)”, 由Ogawa在1923年時(shí), 基于山口縣地區(qū)石炭紀(jì)?二疊紀(jì)地層強(qiáng)烈的褶皺及其與上中三疊統(tǒng)之間的角度不整合而命名(Kobayashi, 1988), 從時(shí)間上與華南地區(qū)的印支運(yùn)動(dòng)相對(duì)應(yīng)(崔盛芹和李錦蓉, 1983; 任紀(jì)舜, 1984)。這一構(gòu)造事件不僅在西南日本內(nèi)帶, 在外帶的黑瀨川帶(Kurosegawa belt)以及東北日本的南北上山(South Kitakami belt)等地區(qū)同樣清晰可見(jiàn), 但關(guān)于此次造山運(yùn)動(dòng)的構(gòu)造機(jī)制卻存在明顯爭(zhēng)議。

根據(jù)西南日本晚古生代?早中生代廣泛存在的推覆構(gòu)造及變形特征, 法國(guó)學(xué)者基于阿爾卑斯造山帶研究經(jīng)驗(yàn)認(rèn)為此次碰撞造山代表了“本州陸塊” (Honshu continental block)與大陸邊緣的碰撞過(guò)程(Faure and Charvet, 1987; Cluzel, 1991; Charvet, 2013)。但不論是地球物理還是巖石學(xué)證據(jù)都不支持“本州陸塊”的存在, 因此日本學(xué)者多不采納此模型。相反, 日本學(xué)者普遍認(rèn)為此次造山事件受控于弧前增生楔向洋的階段性增長(zhǎng)以及俯沖大洋板塊的后撤, 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)。角度不整合于秋吉帶增生雜巖以及周防帶高壓變質(zhì)巖上的中?晚三疊世碎屑巖中含有大量1250～1500 Ma碎屑鋯石, 但缺少600～1200 Ma碎屑鋯石, 而后者所代表的巖漿事件在華南地區(qū)廣泛發(fā)育。因此Akiyoshi帶內(nèi)的增生雜巖中, 碎屑物質(zhì)更可能來(lái)源于華北板塊, 而非華南陸塊。同時(shí), 中?晚三疊世碎屑巖內(nèi)缺少明顯的同沉積碎屑鋯石, 表明其源區(qū)并非活動(dòng)的巖漿弧?；谶@些特征, 推測(cè)中?晚三疊世西南日本可能毗鄰秦嶺?大別造山帶, 而非如晚古生代一般僅毗鄰華南板塊東緣(Wakita et al., 2018)。因此, 西南日本從中晚二疊世到中晚三疊世, 不僅經(jīng)歷了從陸緣俯沖到增生造山的轉(zhuǎn)變, 同時(shí)可能也伴隨著大洋(古太平洋或范大洋)板塊俯沖, 從毗鄰華夏加里東造山系向北運(yùn)轉(zhuǎn)為毗鄰蘇魯?大別造山帶。

圖7 西南日本晚古生代?早中生代構(gòu)造演化模式圖(據(jù)Shen et al., 2018; Zhang et al., 2020修改)

5.3 對(duì)華南地區(qū)晚古生代?早中生代構(gòu)造演化的啟示

西南日本長(zhǎng)期位于華南大陸東緣, 其構(gòu)造演化是理解華南乃至東亞陸緣顯生宙構(gòu)造演化的關(guān)鍵(Wakita, 2013)。華南地區(qū)極少出露晚古生代的巖漿巖, 僅在海南島有少量二疊紀(jì)花崗巖, 但其成因及構(gòu)造背景也存在較大爭(zhēng)議(Li et al., 2006; Zhang and Cai, 2009); 在現(xiàn)代河流碎屑鋯石中, 也極少有晚古生代的記錄(Xu et al., 2007; He et al., 2013; Xu et al., 2016), 因此以往大多學(xué)者認(rèn)為華南東緣晚古生代并不存在明顯的俯沖事件及弧巖漿作用。然而近年來(lái), 一些晚古生代巖漿巖逐漸在華南及其周邊被發(fā)現(xiàn)。Yu et al. (2010)以及Shen et al. (2018)在福建五鳳樓地區(qū)發(fā)現(xiàn)了317 Ma的片麻狀花崗巖, 這一年齡與西南日本最早的晚古生代花崗巖年齡基本一致(Tsutsumi et al., 2010; Dilek and Furnes, 2011; Suda et al., 2014; Ogasawara, et al., 2016)。五鳳樓片麻狀花崗巖的全巖地球化學(xué)以及鋯石Hf-O同位素特征表明其形成于弧后裂解環(huán)境, 是古老地殼重熔的產(chǎn)物, 而非弧環(huán)境(Shen et al., 2018)。同時(shí), 東南沿海二疊紀(jì)?侏羅紀(jì)的碎屑巖中存在大量的晚古生代碎屑鋯石(Zhang et al., 2020及其參考文獻(xiàn)), 表明東南沿海地區(qū)晚古生代存在明顯的巖漿事件。根據(jù)Li et al. (2012)的研究, 東南沿海二疊紀(jì)碎屑巖中～280 Ma的碎屑鋯石Hf同位素與O同位素呈明顯的負(fù)相關(guān)性, 表明其巖漿源區(qū)來(lái)自幔源巖漿參與下的古老地殼重循環(huán), 形成于活動(dòng)陸緣環(huán)境。類(lèi)似的, 在華南P/T界線附近廣泛存在的凝灰?guī)r夾層中, 鋯石的Hf-O同位素以及微量元素也具有陸緣弧成因特征(He et al., 2014; Gao et al., 2015; 王曼等, 2018)。最近, Zhang et al. (2020)在巢湖地區(qū)二疊紀(jì)?三疊紀(jì)碳酸鹽巖內(nèi)發(fā)現(xiàn)多處約270～264 Ma的酸性凝灰?guī)r(夾層), 其全巖地球化學(xué)也具有鈣堿性陸緣弧巖漿的特征。由此可見(jiàn)華南東緣地區(qū)不僅存在明顯的晚古生代巖漿作用, 同時(shí)從石炭紀(jì)到晚二疊世區(qū)域可能經(jīng)歷了從弧后?陸緣弧的轉(zhuǎn)變, 這一過(guò)程與華南東緣沉積古地理環(huán)境的變化一致。

華南地區(qū)早二疊世以臺(tái)地相碳酸鹽巖沉積為主, 然而從中二疊世開(kāi)始, 在東南沿海地區(qū)沿著NE-SW走向廣泛沉積一套濱淺海碎屑巖, 由礫巖、砂巖及砂泥巖組成, 向北西側(cè)內(nèi)陸逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)樘妓猁}沉積, 向東則轉(zhuǎn)為剝蝕區(qū)(Li et al., 2012; Zhang et al., 2019), 這一古地理格局持續(xù)至三疊紀(jì)。這種古地理格局的轉(zhuǎn)變代表了晚古生代泛大洋或古太平洋俯沖作用的表現(xiàn)(Zhang et al., 2020)。結(jié)合前述西南日本晚古生代的構(gòu)造演化特征, 我們推斷這一變化是受大洋一側(cè)弧?陸拼貼過(guò)程控制, 即中二疊世開(kāi)始, 邊緣海的關(guān)閉以及大陸邊緣巖漿弧的隆升導(dǎo)致了沉積環(huán)境的轉(zhuǎn)變。由于西南日本增生雜巖及高壓變質(zhì)巖以及上述古地理格局一直持續(xù)到三疊紀(jì), 發(fā)育于海溝附近的增生造山作用可能對(duì)華南東緣二疊紀(jì)?三疊紀(jì)的構(gòu)造事件起主導(dǎo)作用。而隨著向華南內(nèi)陸的深入, 晚三疊世?侏羅紀(jì)沉積地層中碎屑鋯石明顯缺少二疊紀(jì)碎屑鋯石記錄(Li et al., 2012), 表明俯沖造山作用及弧巖漿作用可能并未影響至內(nèi)陸地區(qū)。

值得注意的是, 盡管碎屑鋯石及巖相古地理的變化揭示華南東緣或東南沿海地區(qū)存在二疊紀(jì)陸緣弧, 但迄今為止并未發(fā)現(xiàn)有二疊紀(jì)的巖漿巖, 這一現(xiàn)象可能與陸緣的過(guò)程有關(guān)。在西南日本三疊紀(jì)?早白堊世碎屑巖中普遍含有200～300 Ma的碎屑鋯石, 但其相對(duì)含量隨著時(shí)代變輕而逐漸變低, 在晚白堊世以后的沉積地層以及現(xiàn)代河流的碎屑鋯石中, 這一年齡范圍的碎屑鋯石基本缺失(Isozaki et al., 2010), 反映了俯沖洋殼對(duì)于古老巖漿弧的構(gòu)造侵蝕作用。最近在福建平潭島白堊紀(jì)花崗巖內(nèi), 發(fā)現(xiàn)有260～270 Ma的捕獲鋯石(Lin et al., 2020); 同時(shí)在大衢島以及菲律賓民都洛地區(qū)也發(fā)現(xiàn)有晚二疊世的變質(zhì)巖?花崗巖(Knittel et al., 2010; 姜楊等, 2016)。因此在大陸邊緣大規(guī)模的白堊紀(jì)火山?侵入巖之下可能仍然存在著古老巖漿弧的殘留, 進(jìn)一步開(kāi)展巖漿巖中捕獲鋯石的研究, 以及對(duì)海域地質(zhì)資料的梳理將有助于追尋消失的古巖漿弧。

6 結(jié) 論

(1) 西南日本內(nèi)帶朝來(lái)地區(qū)夜久野蛇綠混雜巖內(nèi)輝長(zhǎng)巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡為281.8±1.8 Ma, 結(jié)合前人研究成果, 該蛇綠混雜巖主體形成于早二疊世的弧后盆地環(huán)境。

(2) 根據(jù)夜久野蛇綠巖及西南日本晚古生代構(gòu)造?地層特征, 西南日本早二疊世末期(約280～272 Ma)經(jīng)歷了從洋內(nèi)弧到陸緣弧的轉(zhuǎn)變, 這一轉(zhuǎn)變影響了華南地區(qū)晚古生代?早中生代的構(gòu)造?沉積特征。華南東緣的陸緣弧可能是華南沿海地區(qū)二疊紀(jì)到早?中三疊世地層內(nèi)晚古生代碎屑鋯石的主要來(lái)源。

(3) 包括夜久野蛇綠混雜巖在內(nèi), 西南日本主要的變質(zhì)?變形作用均發(fā)生在中三疊世, 屬于印支造山范疇。這一造山事件與華南東緣的造山事件可能都是受控于大陸西緣泛大洋(或古太平洋)的俯沖增生過(guò)程。

致謝:中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所任留東研究員和趙磊副研究員審稿時(shí)提出了建設(shè)性的修改意見(jiàn), 關(guān)西學(xué)院壺井基裕教授在野外工作中提供了幫助, 本文所論述區(qū)域大地構(gòu)造演化框架參考了中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院任繼舜院士的項(xiàng)目工作報(bào)告, 在此一并感謝。

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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

國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(41702061)和中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局項(xiàng)目(DD20190361、DD20190373)聯(lián)合資助。

洪文濤(1986–), 博士研究生, 巖石學(xué)礦物學(xué)礦床學(xué)學(xué)業(yè)。E-mail: 274283688@qq.com

余明剛(1978–), 高級(jí)工程師, 從事區(qū)域大地構(gòu)造研究及火山巖調(diào)查研究。E-mail: 402610622@qq.com

10.16539/j.ddgzyckx.2021.05.013