華南中生代巖石圈減薄機制與變質(zhì)核雜巖研究現(xiàn)狀

中國南部地區(qū)位于亞洲、特提斯和前太平洋沿岸的交匯處（任紀順等人，1998年和1999年），中生代的大地構造相當復雜。受印度板塊和華北板塊南北兩個方向的俯沖擠壓,華南印支期及其后的構造運動較為特殊,也受到越來越多地質(zhì)學家的關注(李繼亮等,1989;ZhangandYu,1992;張伯友和俞鴻年,1994;殷鴻福等,1999;劉福田和劉建華,2000)。燕山期,華南地區(qū)的構造運動更加復雜,區(qū)內(nèi)出現(xiàn)了大面積的中生代各時期的花崗巖。對于華南中生代花崗巖的成因,以往普遍認為與太平洋板塊向歐亞板塊的俯沖作用有關,是擠壓作用的產(chǎn)物。近年來,研究者們通過對華南中生代A型花崗巖和基性巖脈的研究認為,華南巖石圈在白堊紀處于伸展構造環(huán)境(董傳萬和彭亞鳴,1994;邢鳳鳴和徐祥,1994;李獻華等,1997,1999;王強等,2005)。在這種復雜的構造背景下發(fā)生的區(qū)域巖石圈伸展作用,形成了遍布華南地區(qū)的變質(zhì)核雜巖構造(圖1),它們的出現(xiàn)為深入探討華南巖石圈板塊的板內(nèi)演化、巖石圈減薄的動力學過程提供了良好的天然實驗室。1南大別代半基巖石圈結構華南地區(qū)廣泛出現(xiàn)的A型花崗巖或堿性侵入巖(王強等,2002,2005)、板內(nèi)基性巖脈(Li,2000)、雙峰式火山巖(陳培榮等,1999;李清龍和巫建華,1999;章邦桐等,2002)、以及拉分盆地(Gilderetal.,1996;Li,2000;周新民,2003)和變質(zhì)核雜巖(Faureetal.,1996;Linetal.,2000)的年代學和地球化學研究表明,華南地區(qū)在中生代時期發(fā)生了大規(guī)模、區(qū)域性巖石圈伸展減薄事件(李獻華等,1997,1999;趙振華等,1998;陳培榮等,1998,1999;李清龍和巫建華,1999;Li,2000;范春方和陳培榮,2001;范蔚茗等,2003)。但有關華南地區(qū)中生代巖石圈伸展的時間和動力學機制一直是眾多地質(zhì)學家爭論的問題。1.1晚期巖石圈從早白堊世初始爆發(fā)關于華南地區(qū)巖石圈伸展的時間的爭論主要集中在燕山早期和燕山晚期。持燕山早期觀點的學者認為,華南地區(qū)巖石圈在早中侏羅世(198～160Ma)時便發(fā)生了伸展作用(趙振華等,1998,2000;陳培榮等,1998,2002;章邦桐等,2002;陳志剛等,2003;王岳軍等,2001,2004),而持燕山晚期觀點的學者則認為,華南巖石圈直到晚白堊世俯沖作用終止時才開始伸展,東南大陸中生代時最早的裂解作用發(fā)生在120～140Ma左右的燕山晚期(李獻華,1993;Li,2000)。最近,柏道遠等(2007)系統(tǒng)地研究了華南燕山早期玄武巖、花崗巖及有關礦產(chǎn)等多種地質(zhì)要素后也認為,燕山早期(具體指早侏羅世末-中侏羅世初開始)華南地區(qū)為伸展構造環(huán)境,并具體為后造山伸展環(huán)境而不是之前的大陸裂谷環(huán)境(陳志剛等,2003)。越來越多的學者更加認同華南巖石圈燕山早期便開始伸展。最新研究表明,與華北巖石圈在130～110Ma之間出現(xiàn)的一個快速減薄事件不同,華南中生代巖石圈存在多次巖石圈減薄事件(趙振華等,1998;李獻華等,1999;范蔚茗等,2003;謝桂青,2003;王強等,2002,2005)。ZhouandLi(2000)的研究表明,在華南中部,特別是武夷山地區(qū)還存在大量中生代的強過鋁質(zhì)花崗巖,這似乎暗示,華南中生代存在一個擠壓與拉張交替的動力學環(huán)境(王強等,2002;韋昌山等,2004)。1.2巖石圈減少對于華南巖石圈減薄機制的分析長期以來存在著爭議,其中占主導地位的幾種機制有:拆沉作用、太平洋板塊俯沖作用、地幔柱。1.2.1地殼帶-太平洋沖壓帶這種機制認為,揚子地塊與華夏地塊在海西-印支期碰撞形成巨厚的巖石圈根,而后燕山期巖石圈底部發(fā)生拆沉,地幔軟流圈物質(zhì)上涌,造成巖石圈伸展減薄(趙振華等,1998,2000;Li,2000;陳培榮等,1999,2002;邢光福等,2001;Lietal.,2003;Wangetal.,2003;韋昌山等,2004;王岳軍等,2004)。支持這種觀點的證據(jù)有:(1)巨量的同期火山巖和花崗巖。研究表明,華南地區(qū)寬大的(500～1000km)晚侏羅世-早白堊世火山巖和花崗巖帶與太平洋俯沖作用無關(陸志剛等,1977;陶奎元等,1988;毛建仁,1994;李獻華等,1997,1999),而是深部軟流圈地幔上涌與地殼相互作用的結果,其代表性巖石為鉀玄巖系。(2)全球地震層析資料。巖石圈根沉落于軟流圈地幔和下地幔,最終堆積于核幔邊界(2700km)的深部記錄,已為全球地震層析資料所揭示(Maruyama,1994),特別是在東亞大陸的核幔邊界附近已經(jīng)找到冷、重的巖石圈根崩落的堆積體(高速體)(Gradetal.,1997)。1.2.2拉伸減薄的動力這種機制認為,古太平洋板塊俯沖、地幔楔的熔融和玄武質(zhì)巖漿的底侵(ZhouandLi,2000;周新民,2003)以及由俯沖引起的深度走滑剪切和扭張作用(Gilderetal.,1996;Lietal.,2001)是導致巖石圈伸展減薄的動力(王強等,2005)。支持這種觀點的證據(jù)有:(1)鈣堿性巖漿巖的分布規(guī)律。華南晚中生代(J-K)鈣堿性巖漿巖的分布規(guī)律,既從華南腹地向沿海,巖漿巖逐漸變年輕,并且?guī)r石中地幔組分逐漸增多(Jahn,1974;黃萱等,l986;Charvetetal.,l994;ChenandJahn,1998;ZhouandLi,2000),被認為是與古太平洋板塊向歐亞大陸板塊的俯沖有關。(2)太平洋構造域。研究表明,華南地區(qū)存在兩種重要的大地構造體制:東西向的古特提斯構造域和北東向的太平洋構造域(舒良樹和周新民,2002;舒良樹等,2004;韋昌山等,2004)。從中侏羅世開始,受古太平洋體制影響,東西向構造帶被改造,到晚侏羅世或早白堊世,基本完成兩種構造域的轉換(舒良樹等,2006)。1.2.3巖漿巖與巖石圈加工構造環(huán)境及地質(zhì)意義這種機制認為,華南中生代巖石圈伸展、大規(guī)模巖漿活動和成礦作用與地幔柱構造有關(謝竇克等,1996;謝桂青等,2001;鄧平和朱捌,2003)。支持這種觀點的證據(jù)有:(1)地質(zhì)、地球化學標志。包括巨型環(huán)狀構造,如戴云山巨型環(huán)狀火山構造(謝家瑩等,1996);巖漿巖所表現(xiàn)出的幔源或深源(謝桂青等,2001)及殼?；旌咸卣?如A型花崗巖、花崗巖中的玄武巖包體(周新民等,2000)等。(2)地球物理標志。華南地區(qū)莫霍面等深線,重力異常圖及地震S波速結構圖和剪切波速結構圖等方面,均顯示出本區(qū)存在地幔柱構造(謝竇克等,1996;毛景文等,1998)。上述是對華南中生代巖石圈伸展減薄時間和機制的幾種典型認識,認識的取得主要依賴于地球化學和地球物理分析,而對于與巖石圈減薄直接相關的伸展構造-變質(zhì)核雜巖的研究尚欠深入。因此加強對變質(zhì)核雜巖的研究,將有利于建立更加完善的巖石圈演化模型。2變質(zhì)核雜巖的形成時代伸展構造是區(qū)域伸展環(huán)境與減薄過程中最直接的證據(jù)。變質(zhì)核雜巖構造是地殼縱向剖面上較深層次地質(zhì)信息的載體,是研究地球深部信息的“窗口”(高坪山,1994)。作為伸展構造的典型構造型式,變質(zhì)核雜巖遍布華南地區(qū)(圖1),包括廬山、彭山、衡山、大云山、諸廣山、南溫河、香花嶺、桃溪、蒲洋、竹洲等變質(zhì)核雜巖(劉南慶和黃劍鳳,1994;潘永正和張建新,1994;王幼明,1994;汪勁草和肖龍,1994;張進業(yè),1994;聶金波,1995;陳柏林和吳淦國,1998;侯光久等,1998;舒良樹等,1998;喻愛南,1998;張世濤等,1998;傅昭仁等,1999;張順金等,2000;李武顯等,2001)(表1)。目前,對于這些伸展構造開展的研究包括:(1)厘定了變質(zhì)核雜巖與伸展構造體系的存在;(2)確定了某些伸展構造形成的時間;(3)闡明了伸展構造的幾何學結構及其運動學特點;(4)分析了伸展構造與成礦作用的關系;(5)同時部分探討了伸展構造的成因機制。在湘西,雪峰山變質(zhì)核雜巖沿著湘西構造減薄帶成串珠狀產(chǎn)出(圖1)。侯光久等(1998)根據(jù)上覆石炭系地層呈角度不整合覆蓋在變質(zhì)核之上,結合該區(qū)曾發(fā)生過強烈的加里東運動的區(qū)域大地構造背景推斷,該變質(zhì)核雜巖的形成時間應為晚泥盆世-早石炭世,該變質(zhì)核雜巖的形成歸咎于加里東運動加厚地層在深部巖漿底侵及地殼隆升作用下的熱狀態(tài)失穩(wěn)和重力不穩(wěn)定性。雪峰山變質(zhì)核雜巖為華南目前已發(fā)現(xiàn)的唯一形成于非中生代的變質(zhì)核雜巖。沿欽州-杭州構造減薄帶,湘贛邊界為變質(zhì)核雜巖集中帶,目前已正式厘定的有幕阜山變質(zhì)核雜巖、武功山變質(zhì)核雜巖、衡山變質(zhì)核雜巖、諸廣山變質(zhì)核雜巖、彭山變質(zhì)核雜巖、星子變質(zhì)核雜巖和香花嶺變質(zhì)核雜巖。這些變質(zhì)核雜巖大體沿欽州-杭州構造減薄帶兩側分布。其中星子變質(zhì)核雜巖核部與拆離斷層同時形成的偉晶巖脈的鋯石U-Pb年齡為127±2Ma,該年齡代表了廬山星子變質(zhì)核雜巖的隆升年齡(李武顯等,2001)。武功山變質(zhì)核雜巖的形成時代為132Ma(舒良樹等,1998)。衡山變質(zhì)核雜巖核部的花崗巖侵位于174～149Ma(張進業(yè),1994)。傅昭仁等(1999)認為,湘贛邊區(qū)核雜巖形成于先存推擠褶皺隆起構造,在離散走滑-拉張和隆升構造作用下,性質(zhì)逐漸發(fā)生了轉換,由變質(zhì)褶皺基底和花崗巖基構成的斷塊被急劇抬升,并使其上覆沉積發(fā)生明顯的正向剪切滑脫,演變?yōu)殚L垣狀變質(zhì)核雜巖構造。另外,在滇東南還有南溫河變質(zhì)核雜巖,就位于核部的花崗片麻巖的Rr-Sr等時線法測得的動力變質(zhì)年齡為390.5Ma,而后期侵入核部并切穿整個變質(zhì)核的燕山期花崗巖的K-Ar同位素年齡值是186.2Ma,可以說明該變質(zhì)核雜巖形成于390.49～186.2Ma之間,燕山期重熔花崗巖熱氣球式底劈侵位使變質(zhì)內(nèi)核進一步隆起(張世濤等,1998)。沿恩平-紹興構造減薄帶,贛南的諸廣山變質(zhì)核雜巖和兩廣云開變質(zhì)核雜巖分布于其上。諸廣山變質(zhì)核雜巖是在大陸內(nèi)部伸展作用下印支-燕山期花崗巖上升侵位形成的(潘永正和張建新,1994)。而兩廣云開變質(zhì)核雜巖則是在加里東期伴隨大規(guī)模的變質(zhì)和重熔作用,云開隆起基底成分再造、大量巖漿的形成,使云開地塊上浮、隆升,以致伸展垮塌,從而導致不同層次基底或與蓋層之間的滑脫,形成了邊緣韌性剪切帶陣列,它們與基底及蓋層一起,組成了云開隆起區(qū)的變質(zhì)核雜巖與彎隆構造(鐘增球等,1996)。在恩平-紹興構造減薄帶與東南沿海構造減薄帶之間分布有桃溪變質(zhì)核雜巖、竹洲變質(zhì)核雜巖與蒲洋變質(zhì)核雜巖。桃溪變質(zhì)核雜巖構造于加里東期發(fā)育雛形,強烈隆升并定位于印支期(主動力界面絹云母K-Ar年齡平均為196Ma),對燕山期及其以后的構造發(fā)展仍有一定控制作用,其隆升剝離可能是地殼伸展、局部巖漿熱隆和地殼幔源性熱流異常及區(qū)域或同構造巖漿內(nèi)部旋轉應力綜合作用的結果(張順金等,2000)。竹洲變質(zhì)核雜巖形成于燕山晚期,目前還沒有關于其形成機制的資料(聶金波,1995)。蒲洋變質(zhì)核雜巖成型于印支期末至燕山初期,其形成機制可能為地慢隆起引起中深層次地殼伸展、構造剝離(陳柏林和吳淦國,1998)。從表1和圖2可以看出,華南變質(zhì)核雜巖幾乎都形成于燕山期,主要集中在早白堊世,這與華南地區(qū)大規(guī)模巖石圈減薄、巖漿活動和成礦作用的時間非常吻合(毛景文和王志良,2000;韋昌山等,2004)。燕山早期已有變質(zhì)核雜巖出現(xiàn),從而證明了華南地區(qū)燕山早期確實存在巖石圈減薄。綜合起來,這些變質(zhì)核雜巖與伸展構造具有以下共同特點:(1)形成時間的跨越性。華南地區(qū)中生代變質(zhì)核雜巖構造的形成時間跨度很大,從200Ma左右或更早到100Ma左右(圖2)。依據(jù)現(xiàn)有伸展拆離斷層糜棱巖、伴生侵人巖與伸展早期變質(zhì)巖的測年資料統(tǒng)計表明,變質(zhì)核雜巖主體形成與剝露的峰期在140～120Ma(早白堊世)。它們的出現(xiàn)時間與華南大規(guī)模巖漿活動,大規(guī)模成礦作用及巖石圈減薄時間具有很好的耦合關系。(2)分布普遍且具有分帶性。華南中生代變質(zhì)核雜巖構造,廣泛分布于華南地區(qū)不同構造部位,且主要沿湘西、欽州-杭州、紹興-恩平、東南沿海等北東向構造減薄(盆嶺)帶分布。變質(zhì)核雜巖構造與構造減薄(盆嶺)帶空間上表現(xiàn)出一定的耦合關系。(3)形成機制見解各異。與華北變質(zhì)核雜巖和巖石圈減薄的研究程度相比,華南變質(zhì)核雜巖和巖石圈減薄機制的研究還處于起步階段,不同學者見解各異,存在大量問題有待解決。3構造-變形界面法變質(zhì)核雜巖作為巖石圈伸展減薄的典型構造形式,也是研究巖石圈減薄機制的“窗口”。變質(zhì)核雜巖是沉積蓋層、伸展拆離斷層和變質(zhì)核的綜合體,對它們的運動學、地球化學和年代學等方面的研究可以為巖石圈演化提供最為直接和說服力的證據(jù)(劉俊來等,2006)。最近的一些研究成果為深入研究變質(zhì)核雜巖與巖石圈減薄機制問題開辟了新的思路與途徑。變質(zhì)核雜巖是巖石圈伸展與減薄作用在中淺部層次的重要表現(xiàn),其發(fā)育年齡可以為巖石圈減薄時限提供約束。目前,對變質(zhì)核雜巖的形成時間下限主要依賴于對核部侵入巖的定年,上限則依據(jù)不整合覆蓋在核部巖體之上沉積蓋層底部古生物年齡。李武顯等(2001)在研究廬山星子變質(zhì)核雜巖時,使用同構造偉晶巖脈中的鋯石獲得了127±2Ma的鋯石U-Pb年齡,該年齡代表變質(zhì)核雜巖的隆升年齡。近年,人們加強了對韌性變形新生礦物白云母、黑云母形成年代學的研究(Faureetal.,1996;舒良樹等,1998;Wangetal.,2001;樓法生等,2002;陳新躍等,2006),但這種方法的缺陷是其年齡可能是后期構造熱事件的改造年齡,更不能限定變形的時限。探索構造活動時限的方法是近年開始的,目前提出的有應變速率法、反應速率法、擴散速率法等(Liuetal.,1996;劉德良等,2000)。最近,吳小齊等(2006)利用應變速率法計算出滇西主高黎貢韌性剪切帶形成時限為3.41萬年。該方法的原理是,對韌性剪切帶糜棱巖及其原巖片麻巖進行構造物理參數(shù)和化學參數(shù)的分析求算,得出其差異應力、應變速率和體積因子,進而計算得出該韌性剪切帶的形成時限。這種定年值代表斷裂活動持續(xù)年齡,是對常規(guī)定年值代表斷裂活動距今年齡的配對。王濤等(2007)提出,對不同時期、不同變形特征的花崗巖體通過鋯石定年可以確定各期花崗巖成巖年齡,進而可以限定變形時限,并了解變形歷史,特別是早期變形,并使用這種方法在秦嶺造山帶(王濤等,2005)和亞干變質(zhì)核雜巖(Wangetal.,2004)的年代學研究中取得了一定的成果。變質(zhì)核雜巖中巖漿巖的地球化學研究對巖石圈減薄機制具有一定的動力學意義。構造-巖漿關系一直是困擾構造地質(zhì)學家的一個重要問題,但卻為探討巖石圈減薄的動力學因素提供了佐證。張海祥和張伯友(2002)在研究星子變質(zhì)核雜巖和武功山變質(zhì)核雜巖中發(fā)現(xiàn)了高Sr低Y型花崗巖,并將這類花崗巖的地球化學特征與中國東部燕山期埃達克巖進行對比,發(fā)現(xiàn)其屬于中國東部燕山期埃達克巖。鑒于中國東部燕山期埃達克巖形成的構造環(huán)境和地球化學特征與環(huán)太平洋地區(qū)典型的埃達克巖之間存在的差異,張旗等(2001)認為,中國東部燕山期廣泛分布的埃達克巖是玄武巖巖漿底侵到加厚的陸殼(大于50km)底部導致的下地殼麻粒巖部分熔融的產(chǎn)物。因此,星子變質(zhì)核雜巖和武功山變質(zhì)核雜巖中的高Sr低Y型花崗巖也應該是由玄武巖巖漿底侵到加厚的陸殼底部導致的下地殼麻粒巖部分熔融形成的。變質(zhì)核雜巖是地殼伸展作用的產(chǎn)物,而埃達克巖是由玄武巖巖漿底侵到加厚的陸殼底部導致的下地殼部分熔融形成的。張旗指出,埃達克巖的形成必然引發(fā)下地殼的拆沉作用,并導致一系列的地球動力學過程。埃達克巖從下地殼熔出后,殘留相為榴輝巖,由于它的比重大,與巖石圈一起發(fā)生拆沉作用,沉入軟流圈地幔,地殼減薄,周圍的軟流圈地幔上涌,減壓熔融形成玄武巖,地殼抬升,隨后地殼轉入伸展狀態(tài),地殼進一步減薄,形成拉張盆地。從上述地質(zhì)過程不難發(fā)現(xiàn),由玄武巖巖漿底侵引起的埃達克巖形成勢必導致軟流圈地幔上涌,地殼伸展減薄。而變質(zhì)核雜巖的形成也正是由于地殼減薄,地幔上隆、地殼巖石加熱、巖漿侵入引起上部地殼的伸展和中下地殼的上隆。因此,伴隨著埃達克巖形成后的一系列地球動力學過程正好為變質(zhì)核雜巖的形成創(chuàng)造了條件。另外,對變質(zhì)核雜巖拆離斷層構造要素的幾何學、運動學研究,可以揭示巖石圈板塊的運動學特征。如對拉伸線理的統(tǒng)計可以指示應力場方向(劉俊來等,2006);對面理的測量分析可以計算位移量和推導主應力方位;根據(jù)礦物顆粒可以估算古應力大小等(吳新國等